geomorfologia.es · COMITÉ ORGANIZADOR Coordinación: Fco. Javier Gracia Prieto Secretaría de Organización: Laura Del Río Rodríguez Publicaciones: Javier Benavente González

TRABAJOS DE GEOMORFOLOGÍA EN ESPAÑA

2006-2008

TRABAJOS DE GEOMORFOLOGÍA EN ESPAÑA

2006-2008

Editores:J. Benavente y F.J. Gracia

X REUNIÓN NACIONAL DE GEOMORFOLOGÍA

SOCIEDAD ESPAÑOLADE GEOMORFOLOGÍA

TRABAJOS DE

2006 - 2008

Editores: J. Benavente y F.J. Gracia

ACTAS DE LA X REUNIÓN NACIONAL DE GEOMORFOLOGÍA

Cádiz, 14-19 de Septiembre de 2008

GEOMORFOLOGÍA EN ESPAÑA

COMITÉ ORGANIZADOR

Coordinación: Fco. Javier Gracia Prieto

Secretaría de Organización: Laura Del Río Rodríguez

Publicaciones: Javier Benavente González

Organización local: Giorgio Anfuso, Ana Macías

COMITÉ CIENTÍFICO

Juan Manuel Barragán (UCA), Gerardo Benito (CSIC), Constantino Criado (ULL), Maite Echevarría (UZ), Francesc Gallart (CSIC), José María García Ruiz (CSIC), Guillermina Garzón (UCM), Alberto González (UCAN), Mateo Gutiérrez (UZ), Montserrat Jiménez (UO), Augusto Pérez Alberti (USC), Joaquín Rodríguez Vidal (UHU), Eulalia Sanjaume (UV), Susana Schnabel (UE), Enrique Serrano (UVA) y Pablo Silva (USAL).

ORGANISMOS ORGANIZADORES

Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Cádiz Departamento de Análisis Geográfico Regional de la Universidad de Cádiz Decanato de la Facultad de Filosofía y Letras de la Universidad de Cádiz

PATROCINIO CIENTÍFICO E INSTITUCIONAL

Sociedad Española de Geomorfología Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales de la Universidad de Cádiz

Rectorado de la Universidad de Cádiz

ORGANISMOS E INSTITUCIONES COLABORADORAS

Ministerio de Ciencia e Innovación Stereocarto Caja Madrid

Los trabajos contenidos en el presente volumen deberán citarse de la siguiente manera: Ruiz, M. y Gómez, F. (2008). Erosión hídrica en campos abandonados de La Gomera.

se hacen responsables de las opiniones o contenidos de cada uno de los artículos que componen el presente volumen, exclusiva responsabilidad de sus respectivos autores.

El presente volumen es una contribución de la SEG al Año Internacional del Planeta Tierra – 2008 de la UNESCO.

La edición de estas Actas ha contado con una ayuda económica del Ministerio de Ciencia e

Universidad de Cádiz.

Edita e imprime: Martínez Encuadernaciones A.G., S.L.

Portada: Foto aérea oblicua del faro de Trafalgar. Fuente: Ministerio de Medio Ambiente

Innovación y del Vicerectorado de Investigación, Desarrollo Tecnológico e Innovación de la

En J. Benavente y F. J. Gracia (eds.): Trabajos de Geomorfología en España, 2006-

Los editores, la SEG y la organización de la X Reunión Nacional de Geomorfología no

2008. SEG, Cádiz, pp. 5 – 8.

Depósito Legal: CA-559-2008I.S.B.N.: 84-473-6226-4

Presentación:

En Asamblea General de la SEG, celebrada en Septiembre de 2006 en Santiago de Compostela, se acordó la celebración de la décima edición de la Reunión Nacional de Geomorfología en Cádiz. En este volumen se recogen las aportaciones realizadas a dicha reunión, celebrada entre los días 16 y 19 de Septiembre de 2008. Se trata de 115 aportaciones, 80 de ellas presentadas en forma oral y 35 en formato póster, que se han plasmado en resúmenes amplios de cuatro páginas. Todas las comunicaciones han pasado por un proceso de revisión científica, llevado a cabo por los miembros del Comité Científico, a quienes desde aquí queremos agradecer su labor. Este proceso ha ayudado a que el nivel científico de las aportaciones sea realmente notable. Aunque algunas de las contribuciones del presente volumen han podido verse mermadas por la restricción a cuatro páginas por comunicación, creemos que este formato permite exponer suficientemente el planteamiento, metodología general y resultados de las investigaciones que reflejan. Además, la brevedad de los trabajos facilita la agilidad de su lectura durante el mismo congreso por parte de todos los participantes, lo cual redunda en el intercambio de información científica y de opiniones entre los congresistas durante las sesiones. En numerosos casos se observa que el trabajo llevado a cabo por los autores y la calidad y trascendencia de los resultados obtenidos merecen un desarrollo más pormenorizado; desde aquí invitamos a los autores que cuando lo crean conveniente amplíen los manuscritos y se planteen su envío a revistas especializadas, como Cuaternario y Geomorfología u otra publicación científica periódica. Al fín y al cabo las reuniones científicas periódicas como la que nos ocupa cumplen una función muy definida de divulgación rápida, breve y ágil de conclusiones a la comunidad científica, así como el intercambio de impresiones y el enriquecimiento mutuo en experiencias e ideas innovadoras.

En el presente volumen se han agrupado las comunicaciones según distintos epígrafes temáticos que recogen los principales campos en los que se desarrolla actualmente la investigación geomorfológica en España. Los epígrafes no coinciden exactamente con las sesiones científicas de la reunión, ya que éstas están organizadas según necesidades logísticas y operativas, dependiendo de la forma de exposición de las comunicaciones. Los epígrafes que componen el presente volumen incluyen los siguientes ámbitos temáticos:

Geomorfología estructural: Volcanismo, karst y neotectónica; 10 contribuciones Geomorfología del Cuaternario, paleoclima: 7 contribuciones Procesos hidromorfológicos y erosión hídrica: 18 contribuciones Geomorfología fluvial: 15 contribuciones Geomorfología glaciar y periglaciar: 10 contribuciones Geomorfología litoral: 22 contribuciones Riesgos geomorfológicos: 13 contribuciones Geomorfología y gestión de espacios naturales: 13 contribuciones Cartografía geomorfológica y S.I.G.: 7 contribuciones

Se ha incluido un epígrafe dedicado específicamente al papel de la Geomorfología en la gestión de espacios naturales, tema al que se dedica la reunión, en la cual es objeto de un simposio. Por otro lado, como prólogo a los epígrafes se han incluido resúmenes de las conferencias impartidas por investigadores extrajeros invitados, Andrew Cooper (Univ. del Ulster), Franco Mantovani (Univ. de Ferrara) y Loic Menanteau (Univ. de

Nantes). Nuestro agradecimiento por su colaboración a la reunión y su aportación al presente volumen.

Queremos agradecer a todos los autores la rapidez en la elaboración de los trabajos y el seguimiento de las normas de publicación, y pedimos disculpas por los errores que puedan existir en este volumen, que se deben a nuestra causa. Reiteramos nuestro agradecimiento a los miembros del Comité Científico por la revisión de los trabajos. También queremos hacer nuestro reconocimiento a las entidades públicas y privadas que han ayudado de distinta manera al desarrollo de la reunión y a la edición de este volumen: la Universidad de Cádiz, a través del Vicerrectorado de Investigación, Desarrollo Tecnológico e Innovación; el Ministerio de Educación y Ciencia (hoy Ministerio de Ciencia e Innovación), así como la empresa Stereocarto. Igualmente, deseamos expresar nuestro agradecimiento a todas las personas que desinteresadamente han colaborado en el desarrollo de la reunión, y a los departamentos de Ciencias de la Tierra y de Análisis Geográfico Regional, de las facultades de Ciencias del Mar y Ambientales y Filosofía y Letras de la Universidad de Cádiz. Esperamos que el contenido del presente volumen sea del agrado e interés de todos.

Los editores.

INDICE

I

INDICE

Geomorphology and ‘coastal protection’: Can we work with natural processes? Andrew Cooper …………………………………………………………………………………………….3

Evoluzione della cartografia geomorfologica in EU Franco Mantovani ……………………………………………………………………………………….....7

El papel geomorfológico del hombre en la evolución histórica de las zonas costeras: el caso del Golfo ibero-marroquí Loic Menanteau …………………………………………………………………………………………..13

GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL: VOLCANISMO, KARST, NEOTECTÓNICA

Aplicación del análisis morfométrico a los volcanes del extremo sur-oriental de la Región Volcánica del Campo de Calatrava (Ciudad Real, España) R. Becerra-Ramírez, J. Dóniz-Páez y E. González-Cárdenas …………………………………………….21

Facies laháricas en los depósitos de oleadas piroclásticas del "Barranco Varondillo" Campo de Calatrava, (España) E. González, R. Gosálvez, R. Becerra y E. Escobar ……………………………………………………...25

Relación entre la edad y la formación de barrancos en los volcanes basálticos monogénicos de Tenerife J. Dóniz, C. Romero y J. Carmona ……………………………………………………………………….29

Estudio geomorfológico del volcán basáltico monogénico de Orchilla (El Hierro, Canarias) J. Dóniz Páez y R. Becerra Ramírez ……………………………………………………………………...33

El karst de la Sierra de Pela: un interfluvio como relieve invertido (Sistema Central) A. García de la Vega ……………………………………………………………………………………...37

El paleokarst costero de Asnarre (Urdaibai, Bizkaia) A. Aranburu, L. Damas, P. García, E. Iriarte, M. Jiménez, I. Yusta, M. Arriolabengoa y P. Iridoy ……..41

Estudio preliminar de la geomorfología de la cueva de Herrerías y su entorno (Llanes, Asturias, Noroeste de España) M. Jiménez-Sánchez, M.J. Domínguez-Cuesta, J. García-Sansegundo, H. Stoll, P. González-Pumariega, G. Fuente-Puente, M. Meléndez, E. Martos, I. Vadillo, L. Rodríguez-Rodríguez y A. Aranburu ……….45

Dataciones cronológicas con U-Th en la Cueva del Pindal (Asturias, N España): implicaciones geomorfológicas M. Jiménez-Sánchez, A. Moreno, H. Stoll, A. Aranburu, J. Uriarte, E. Iriarte, M. J. Domínguez-Cuesta y B. L. Valero-Garcés ………………………………………………………………………………………49

Anomalías geomorfológicas y deformaciones cuaternarias en el sistema fluvial del Cardener y su relación con el crecimiento de anticlinales salinos y fenómenos de subsidencia por disolución de evaporitas P. Lucha, F. Gutiérrez y J. Guerrero ……………………………………………………………………...53

Nuevas evidencias sobre el levantamiento topográfico Neógeno en la cadena del Atlas y de sus mesetas circundantes: datos preliminares de huellas de fisión en apatitos de la Meseta Marroquí Occidental (basamento costero Paleozoico) L. Barbero, A. Azdimousa, A. Jabaloy, P. Del Río, L. Asebriy, M. Vázquez, G. Booth-Rea y F. González-Lodeiro ……………………………………………………………………………………57

INDICE

II

GEOMORFOLOGÍA DEL CUATERNARIO, PALEOCLIMA

Correlación de unidades morfotectónicas cuaternarias en la costa del Mar de Alborán occidental y del Estrecho de Gibraltar J. Rodríguez-Vidal………………………………………………………………………………………...63

Cronología de la superficie inferior de piedemonte en la Sierra de Mijas (Torremolinos, Málaga) J. Rodríguez-Vidal, M. Abad, L.M. Cáceres, F. Ruiz, M.C. Lozano, J.L. Vera, M. Cortés y M.D. Simón……………………………………………………………………………………………..67

Cronología de las tobas de ladera del río de Las Parras (Cordillera Ibérica, Teruel) B. Valero-Garcés, A. Moreno, M. Morellón, J.P. Corella, P. González- Sampériz y P. Mata... ………...71

Cambios de erosión del suelo reflejados en el registro sedimentario de la Laguna de Zoñar (Córdoba) durante los últimos 50 años C. Martín-Puertas, B.L. Valero-Garcés, M.P. Mata, A. Moreno, J. Sigro y M. Brunet …………………..75

Actividad paleohidrológica del Polje de Saganta durante los últimos 200.000 años: las tobas de Camporrells - Estopiñán (Huesca) M. Morellón, A. Moreno, B. Valero-Garcés, C. Sancho-Marcén, J. P. Corella, M. Rico, y P. Mata ……79

Depósitos coluviales holocenos del NO peninsular: geoarchivos para la reconstrucción de la dinámica geomorfológica M. Costa-Casais, A. Martínez-Cortizas, J. Kaal, C. Ferro-Vázquez y F. Criado-Boado ………………..83

Paleoambientes y clima durante el Pleistoceno Superior-Holoceno temprano en el norte de Etiopía M.J. Machado y A. Pérez-González………………………………………………………………………87

PROCESOS HIDROMORFOLÓGICOS Y EROSIÓN HÍDRICA

Procesos de formación de coladas de barro en Bardenas Reales (Navarra, España) C. Marín y G. Desir ……………………………………………………………………………………….93

Mud armored balls ¿una forma de erosión? G. Desir y C. Marín ……………………………………………………………………………………….97

Estudio de la trascolación bajo diferentes tipos de cubierta forestal durante el periodo fenológico con hojas en el Pirineo Central Español P. Serrano-Muela, D. Regüés, N. Lana-Renault y E. Nadal …………………………………………….101

La humedad antecedente del suelo como factor de la estacionalidad de la escorrentía y la movilización de sedimentos en los ambientes eco-geomorfológicos de una ladera mediterránea (Montes de Málaga) J.F.M. Murillo y J.D. Ruiz Sinoga ………………………………………………………………………105

Relación entre la generación de escorrentía y el transporte del sedimento en suspensión en una cuenca de campos abandonados en el Pirineo Central N. Lana-Renault, D. Regüés, J. Latron, E. Nadal, P. Serrano-Muela, C. Martí-Bono y J.M. García-Ruiz ………………………………………………………………………………………...109

Métodos de reconocimiento y seguimiento de procesos geomorfológicos activos en cárcavas del borde del piedemonte norte de la Sierra de Guadarrama A. Lucía, F. Vicente, C. Martín Moreno, J.F. Martín Duque, M.A. Sanz, C. de Andrés y J. Bodoque………………………………………………………………………………………………. 113

INDICE

III

Erosión y cambios en los suelos por incendios forestales en un área de montaña atlántica (Cordillera Cantábrica, NO España) R. Menéndez Duarte, S. Fernández, C. Santín, E. Wozniak, M.A. Álvarez y J. Marquínez ……………117

Impacto de la erosión en regueros sobre la disponibilidad de agua para la vegetación en laderas restauradas mineras (cuenca de Utrillas, Teruel) M. Moreno, J.M. Nicolau, M.T. Espigares y L. Merino ………………………………………………...121

Dinámica del transporte de sedimento en una cuenca altamente erosiva (río Isábena, Pre-Pirineo) J.A. López-Tarazón, R.J. Batalla y D. Vericat ………………………………………………………….125

Variabilidad temporal de los procesos de generación de escorrentía y despegue de partículas en cárcavas desarrolladas en el Pirineo Central: mediante ensayos de simulación de lluvia en el campoD. Regüés, E. Nadal-Romero, P. Serrano-Muela y C. Martí-Bono …………………………………..…129

Utilización de la dendrogeomorfología como geoindicador para evaluar procesos de erosión J.M. Rubiales, J.M. Bodoque, J.A. Ballesteros y A. Díez-Herrero ……………………………………..133

Caudal y erosión en cárcavas en espacios de aprovechamiento silvopastoril del suroeste español S. Schnabel, A. Gómez Gutiérrez y J.J. Sanjosé Blasco ………………………………………………...137

Identificación de zonas con erosión activa y áreas de riesgo en un paisaje de cárcavas sobre margas L.C. Alatorre, S. Beguería y S.M. Vicente Serrano ……………………………………………………..141

La exportación de sedimento en suspensión en una pequeña cuenca de montaña con morfologías acarcavadas (Pirineo Central) E. Nadal-Romero, D. Regüés, J. Latron, N. Lana-Renault, P. Serrano-Muela y C. Martí-Bono ……….145

Análisis del acarcavamiento y su relación con el uso del suelo en una pequeña cuenca en el SO de España Á. Gómez Gutiérrez, S. Schnabel y J. F. Lavado ……………………………………………………….149

Aplicación de 210Pb para evaluar la redistribución del suelo en ambientes mediterráneos L. Gaspar y A. Navas ……………………………………………………………………………………153

Estimación de las emisiones de sedimentos de la minería de carbón a cielo abierto en Teruel mediante RUSLE 1.06 S. Nyssen y J.M. Nicolau ………………………………………………………………………………..157

Restauración geomorfológica de la minería de carbón a cielo abierto: hacia el modelado en cuencas hidrológicas S.Pérez-Domingo, J.M Nicolau, F. Comín, S. González, M. Trabucchi y L. De Miguel ………………161

GEOMORFOLOGÍA FLUVIAL

Determinación de la rugosidad de lechos de grava mediante láser terrestre de alta resolución D. Vericat, J. Brasington, J. Wheaton e I. Rychov ……………………………………………………...167

Calibración de sensores de concentración de sedimentos en suspensión en relación con la granulometría del material transportado M. Soler, G. Catari y F. Gallart ………………………………………………………………………….171

New insights into river bed processes provided by a portable flume C.N. Gibbins, D. Vericat y R.J. Batalla ………………………………………………………………...175

INDICE

IV

Estudio de la estabilidad de agregados del suelo en una cuenca de montaña, Pirineo Central E. Nadal, D. Regüés, P. Salvador y D. Torri ……………………………………………………………179

Respuesta hidrológica en una pequeña cuenca mediterránea forestada (Pirineo central) J. Latron, P. Serrano-Muela, D. Regüés, N. Lana-Renault, E. Nadal Romero, C. Martí y J.M. García Ruiz …………………………………………………………………………………………183

Transporte y producción de sedimento en suspensión durante eventos de elevada magnitud y baja frecuencia en el torrent Gros (Mallorca) J. Romera, J. Estrany y C. García ……………………………………………………………………….187

Caracterización de la señal anatómica en la madera de árboles afectados por avenidas torrenciales J. A. Ballesteros, A. Díez-Herrero, J. M. Bodoque, M. Stoffel, M. Bollschweiler y O. Hitz …………...191

Metodología para la localización de cuencas hidrográficas idóneas para el estudio dendrogeomorfológico de avenidas torrenciales J.A. Ballesteros, A. Díez-Herrero, J.M. Bodoque, M. Llorente Isidro, L. Laín Huerta y E. García Meléndez…………………………………………………………………………………………………195

La ratio QT/Qb: un nuevo método hidrológico-hidráulico de fundamento geomorfológico para el estudio de la inundabilidad en territorios amplios A. Díez-Herrero y J. Garrote ……………………………………………………………………………199

Dinámica fluvial en el tramo bajo del Ebro (I): Transporte de sedimentos y procesos morfosedimentarios D. Vericat y R.J. Batalla ………………………………………………………………………………...203

Dinámica fluvial en el tramo bajo el Ebro (II): Crecidas de mantenimiento R.J. Batalla, D. Vericat, C.M. Gómez y A. Palau ……………………………………………………….207

La movilidad de los cauces en los ríos del NO Peninsular E. Fernández Iglesias y M. Fernández García …………………………………………………………..211

Configuración de la red fluvial en las Vegas del río Guadiana a partir de sus perfiles longitudinales G. Garzón y J.A. Ortega …………………………………………………………………………………215

Caracterización morfométrica de la cuenca del río Pudio (El Aljarafe, Sevilla). Análisis comparado de los últimos cincuenta años (1956-2006) A. Lama, C. Borja y F. Díaz del Olmo ………………………………………………………………….219

Origen y significado evolutivo de los torrentes afluentes colgados del cañón del Duratón (Segovia) L. M. Tanarro, A. Díez-Herrero y M. Llorente …………………………………………………………223

GEOMORFOLOGÍA GLACIAR Y PERIGLACIAR

Evolución glaciar del complejo volcánico Ampato (Perú) y su significado geomorfológico J. Alcalá, J. J. Zamorano y D. Palacios ………………………………………………………………….229

Avance de resultados sobre el estudio del régimen térmico del suelo en un sector de la Alta Montaña Andina (Parque Provincial Aconcagua; Andes de Mendoza, Argentina) P. Carrera-Gómez; R. Mikkan; A. Pérez-Alberti; M. Valcárcel-Díaz; R. Blanco-Chao y J. López-Bedoya ………………………………………………………………………....……………...233

Movilidad de la capa superficial del suelo en los Andes fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina) A. Pérez-Alberti, M. Valcárcel-Díaz, P. Carrera-Gómez, J. López-Bedoya y R. Blanco-Chao ………..237

INDICE

V

La multiplicidad de procesos en la evolución de las laderas en medios fríos: El ejemplo de los Andes fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina) A. Pérez-Alberti, M. Valcárcel-Díaz, P. Carrera-Gómez, J. López-Bedoya y R. Blanco-Chao ……………….................................................................................................................241

Escalones crionivales en la Sierra de Alvear (Andes Fueguinos, Tierra de Fuego, Argentina) M. Valcárcel-Díaz, A. Pérez-Alberti, P. Carrera-Gómez, J. López-Bedoya y R. Blanco-Chao..............245

Actividad solifluidal en Sierra Nevada durante el Holoceno tardío M. Oliva, L. Schulte y A. Gómez Ortiz …………………………………………………………………249

Procesos solifluidales actuales en Sierra Nevada M. Oliva, A. Gómez Ortiz y L. Schulte …………………………………………………………………253

Degradación de hielo glaciar fósil y permafrost en Sierra Nevada (periodo 2001-2007) A. Gómez Ortiz, F. Salvador Franch, J.J. Sanjosé, D. Palacios, L. Schulte y A. Atkinson …….. ……..257

Características de los glaciares rocosos relictos del sector central de Sierra Nevada B. Palade, L. M. Tanarro, D. Palacios y A. Gómez Ortiz ……………………………………………….261

La Pequeña Edad de Hielo en A Serra do Candán (Pontevedra) M. Otero …………………………………………………………………………………………………265

Evolución glaciar del Valle de Pineda (Cordillera Cantábrica, Palencia) a partir de la interpretación de depósitos morrénicos R. Pellitero ………………………………………………………………………………………………269

GEOMORFOLOGÍA LITORAL

Rasgos geomorfológicos y sedimentarios del campo dunar de Liencres (Cantabria) P. Martínez Cedrún y G. Flor …………………………………………………………………………..275

Caracterización sedimentológica del campo dunar de Salinas-El Espartal (Asturias) E. Álvarez Areces y G. Flor …………………………………………………………………………….279

Aplicaciones del GPR en el conocimiento de la arquitectura sedimentaria de las dunas del Fangar (Delta del Ebro) I. Rodríguez-Santalla, MJ. Sánchez-García, I. Montoya-Montes, D. Gómez-Ortiz y T. Martín-Crespo........................................................................................................................................283

Cambios recientes en la dinámica eólica del sistema de dunas activas del Parque Nacional de Doñana I. Vallejo y J. Ojeda ……………………………………………………………………………………..287

Geodinámica de las Playas de Maspalomas y El Inglés, potencia sedimentaria y evolución geomorfológica reciente A. Fontán, J. Alcántara-Carrió, y A. Corbí ………………………………………………………….......291

Modificación de los patrones de corrientes asociadas al oleaje a lo largo de un ciclo mareal T. Fernández y J. Benavente …………………………………………………………………………….295

Caracterización y morfodinámica de las playas del tramo costero entre Cabo Mazari y Cabo Negro (Tetuán, NO de Marruecos) A. El Mrini, J. Benavente, D. Nachite, M. Taaouati y G. Anfuso ………………………………………299

Cambios volumétricos y evolución a corto plazo de la playa de Tres Piedras, Norte de Marruecos M. Valladares, A. El Mrini, J. Benavente, G. Anfuso, D. Nachite y M. Taaouati ……………………...303

INDICE

VI

Análisis de las variaciones de la línea de costa en sistemas playa-duna de Menorca y de Mallorca (Illes Balears) J.A. Martín Prieto, F.X. Roig-Munar, G.X. Pons, y A. Rodríguez-Perea ………………………………307

Las morfologías externas de los estuarios de Tina Mayor, Tina Menor y San Vicente de la Barquera en relación con el confinamiento y la dinámica G. Flor Blanco y G. Flor ………………………………………………………………………………...311

Evolución reciente y evidencias morfológicas de actividad marina en estuarios mediante el estudio de fotografías aéreas D. Vázquez, M. Fernández Alonso y E. Fernández Iglesias …………………………………………….315

Marismas de Doñana: transformación de una marisma mareal a una pluvio-fluvial durante el Holoceno reciente (SO España) C. Yáñez y A. Rodríguez-Ramírez ……………………………………………………………………...319

Características de los depósitos sedimentarios de la Bahía de Algeciras (Cádiz). Resultados preliminares L. Pereda, C.J. González, N. Carbonell, G. Anfuso, O. Álvarez y G. Cultrone ………………………...323

Cuantificación de la microerosión antrópica como factor significativo en playas arenosas y acantilados asociados (el caso de Menorca, I. Balears) F.X. Roig-Munar, G.X. Pons, A. Rodríguez-Perea y J.A. Martín-Prieto ……………………………….327

Determinación del retroceso de los acantilados en las bahías de Alcúdia y Pollença por georreferenciación lineal P. Balaguer, J. J. Fornós y L. Gómez-Pujol ……………………………………………………………..331

Interacción entre procesos marinos y terrestres en el retroceso erosivo de costas rocosas: El acantilado de Fuente del Gallo (Conil de la Frontera, Cádiz) L. del Río y F.J. Gracia ………………………………………………………………………………….335

Geometría y evolución reciente de los cordones litorales holocenos de la flecha de Valdelagrana (Bahía de Cádiz) S. Rodríguez-Polo, F.J. Gracia, J. Benavente y L. Del Río ……………………………………………..339

Los abanicos aluviales litorales del NE de Mallorca: morfometría y arquitectura de facies L. Gómez-Pujol, J. J. Fornós, R. J. Pope y L.B. Clemmensen …………………………………………343

Análisis morfológico del sistema de paleocanales desarrollado en la Bahía de Palma (Islas Baleares, Mediterráneo occidental) D. Palomino, V. Díaz del Río, J.T. Vázquez y L.M. Fernández-Salas ………………………………….347

Análisis morfométrico de las ondulaciones del prodelta del Río Adra (Almería, España) P. Bárcenas, L.M. Fernández-Salas, F.J. Lobo, V. Díaz del Río y J. Macías …………………………..351

Geomorfología de la Región del Banco de Galicia (NW de la Península Ibérica)G. Ercilla, L. Somoza, J.T. Vázquez, S. García-Gil, F. Estrada, D. Casas y ERGAP Project and Cruise Team…………………………………………………………………………………355

El control geomorfológico en la distribución de la contaminación por hidrocarburos. Costa de Galicia (España)J. López-Bedoya y A. Pérez-Alberti ………………………………………………………………….....359

El papel de la geomorfología en la gestión integrada de la Zona de Servidumbre de Protección del Dominio Público Marítimo-Terrestre M.L. Pérez y J.A. Chica ……………………………………………………………………………........363

INDICE

VII

RIESGOS GEOMORFOLÓGICOS

Metodología para la actualización de la cartografía de peligrosidad de inundación fluvial en Asturias (NO España) S. Anadón, E. Fernández Iglesias, R. Domínguez, M. Fernández Alonso y M. Fernández García …….369

Evaluación de los impactos climáticos y antrópicos en la hidrología de paleoinundaciones del río Guadalentín G. Benito, M. Rico, Y. Sánchez-Moya, A. Sopeña, V. R. Thorndycraft y M. Barriendos ……………...373

Aspectos geomorfológicos en la modificación del Reglamento del Dominio Público Hidráulico y el Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables J. Marquínez, A. Díez, E. Fernández, J. Lastra, y M. Llorente …………………………………………377

Funcionamiento de una zona de inflexión o knickpoint asociado con distintos niveles de crecida J.A. Ortega y G. Garzón …………………………………………………………………………………381

La influencia de los embalses en la regulación de crecidas de alta frecuencia en el río Guadiana J.A. Ortega y G. Garzón …………………………………………………………………………………385

Condicionantes geomorfológicos e hidrológicos en la generación de avenidas. El caso de las cuencas del río Córcoles (Guadiana) y Escabas (Tajo) A. Potenciano de las Heras y G. Garzón Heydt . ………………………………………………………..389

Cartografía de procesos geomorfológicos activos para el análisis de la susceptibilidad espacial de riesgos geológicos en el curso medio del río Eria (León, España) N. Pérez, J. Buzzi, D. Sánchez y E. García-Meléndez ………………………………………………….393

Alluvial fans on Teide Volcano. Preliminary results C. Criado, M. Arnay, J. Bethencourt, F. Holm, D. Palacios y E. González-Reimers ………………….397

¿Cambio geomorfológico global? Implicaciones para la evaluación y predicción del riesgo de deslizamientos (CAMGEO) Bonachea, V.M. Bruschi, A. Cendrero, J. Remondo, V. Rivas, L. Salas, G. Méndez, M. Dantas, O.J. Pejón, L.V. Zuquette, R. Etcheverry, L.M. Forte y M.A. Hurtado ………………………………….......401

Desarrollo de una metodología para el análisis morfométrico de deslizamientos mediante el empleo de modelos MDE fiables A. González Díez, J. Remondo, G. Fernández Maroto, J.R. Diaz-de-Terán, J. Cardenal, E. Mata, J.L. Perez-García y J. Delgado …………………………………………………………………………..405

Cartografía de procesos geomorfológicos activos en laderas de embalses y su utilización para la zonificación de amenaza P. Fernández, A. García y J. Alameda …………………………………………………………………..409

Cartografía de zonas de salida de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo central español): factores condicionantes y evolución temporal A. Julián y J. Chueca …………………………………………………………………………………….413

Aplicación de un análisis multicriterio a la delimitación de zonas probables de aludes (valle del Aguas Limpias, Pirineo central español) M. Palomo, A. Julián y J. Chueca ……………………………………………………………………….417

INDICE

VIII

GEOMORFOLOGÍA Y GESTIÓN DE ESPACIOS NATURALES

Caracterización del modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico de la laguna de Charrodo (Complejo Endorreico Lebrija-Las Cabezas, Sevilla) C. Borja, F. Borja y A. Lama ……………………………………………………………………………423

Dinámica hidrogeomorfológica y presión antrópica en pequeñas cuencas mediterráneas. El caso del arroyo El Partido (Huelva, SW España) C. Borja, F. Borja, A. Lama y M. Fernández ……………………………………………………………427

El papel de la geología y la geomorfología en la Directiva Hábitats de la Unión Europea L. Carcavilla, A. De la Hera, J.J. Durán, F.J. Gracia, A. Pérez Alberti y P. A. Robledo ……………….431

El papel de la geología y la geomorfología en la declaración de espacios naturales protegidos de Castilla-La Mancha L. Carcavilla y R. Ruiz ………………………………………………………………………………….435

Cartografías geomorfológicas y paisajísticas del patrimonio natural para la gestión de los ENP de Candelario y Gredos (Sistema Central) (Salamanca-Ávila, España) R Cruz, J.L. Goy, C. Zazo y A. M. Martínez–Graña …………………………………………………....439

Análisis cartográfico del riesgo de erosión hídrica y eólica en los Espacios Naturales de Las Batuecas-Sierra de Francia y Quilamas (Sistema Central, Salamanca, España) A.M. Martínez-Graña, J.L. Goy, I. Picón, C. Zazo y R. Cruz ………………………………………......443

Influencia de la geomorfología en el Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras (Asturias) M. J. Domínguez-Cuesta y M. Jiménez-Sánchez ……………………………………………………….447

Valoración, Cartografía y Gestión Ambiental de Lugares de Interés Geomorfológico: El Parque Natural de las Hoces de Alto Ebro y Rudrón E. Serrano, M.J. González Amuchastegui, P. Ruíz Flaño y González Trueba, J.J. ……………………..451

Restauración de marismas en estuarios cantábricos: velocidad de recuperación y tasas de erosión E. Fernández Iglesias y M. Fernández Alonso ………………………………………………………….455

Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (1). Condicionantes y criterios geomorfológicos para la restauración de minas de caolín J.F. Martín-Duque, J.M. Nicolau, C. Martín-Moreno, L. Sánchez, R. Ruiz, M.A. Sanz y A. Lucía …...459

Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (2). Estimación de la emisión de sedimentos de la cuenca del arroyo Peñalén mediante RUSLE 1.06 C. Martín Moreno, I. Zapico, J.M. Nicolau, J.F. Martín Duque, A. Lucía y M.A. Sanz ……………….463

Metodología para la selección y valoración de puntos de interés geomorfológico en Galicia J. López-Bedoya y A. Pérez-Alberti …………………………………………………………………….467

Geomorfología y ocio. La Casa de La Nieve y el Meandro de El Cortijo (La Rioja-España) M. Andrea Sáenz y J. I. Lugaresaresti ………………………………………………………………….471

CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA Y SIG

Cartografía geomorfológica de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central) mediante SIG M. López-Vicente y A. Navas …………………………………………………………………………..477

Cartografía digital de suelos de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central) J. Machín, M. López-Vicente y A. Navas ……………………………………………………………….481

INDICE

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Mapa de Unidades Geomorfológicas: caracterización morfográfica y bases de datos A. Salazar Rincón, D. Pacheco Manzano, G. Portero García, F. Pérez Cerdán y F. Nozal Martín ......…485

Metodología para un SIG geomorfológico nacional J. Rodríguez García y F. Pérez Cerdán ………………………………………………………………….489

Aplicación del software Open Source (Web GIS) a la cartografía geológica y geomorfológica del área de Olvera (Cádiz) P.D. Cosmo, A. Suma, F.J. Gracia y F. Mantovani ……………………………………………………..493

Diseño de técnicas SIG basadas en la incertidumbre espacial: ensayo de aplicabilidad en el análisis geomorfológico regional de la cuenca del río Bullaque (Ciudad Real-Toledo) J. Muñoz-Rojas, R.M. Carrasco, J. de Pedraza y F.J. Tapiador …………………………………………497

Evaluación de la vulnerabilidad costera mediante el uso de herramientas de SIG: el litoral de la Provincia de Ragusa (Sicilia, Italia) G. Anfuso y J.A. Martínez del Pozo …………………………………………………………………….501

INDICE DE TRABAJOS POR AUTORES...............................................................505

CONFERENCIAS INVITADAS

Trabajos de Geomorfología en España, 2006 - 2008 X Reunión Nacional de Geomorfología, Cádiz 2008

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Geomorphology and ‘coastal protection’: Can we work with natural processes?

J.A.G. Cooper

Centre for Coastal and Marine Research, School of Environmental Sciences, University of Ulster. Cromore Road Coleraine BT52 1SA. Irlanda del Norte, Reino Unido. E-mail: [email protected]

The 100,000km-long coastline of Europe has a long history of human occupation and associated intervention in coastal processes. Rapid coastal development which began in the 1960s, however, has accelerated during the past decade with increased human mobility and affluence. This has had disastrous consequences for the European coast. Erosion has threatened poorly-sited development and as a consequence many natural beaches have been replaced by heavily engineered shorelines or nourished beaches. This has created large sections of ‘anthropic’ shorelines in which humans have become the dominant geomorphological agent (Cooper & Alonso, 2006).

Against this background, the concept of “working with natural processes” has become fashionable in coastal zone management; it is one of eight principles for Integrated Coastal Zone Management listed in a recent EU Recommendation.

From a geomorphological perspective, the concept, however, has a range of meanings that range from (i) direct human intervention in coastal processes using ‘soft engineering’ approaches to (ii) non-intervention and proactively taking steps to enable the coastline to fluctuate freely in response to natural processes.

These views are, respectively, short- and long-term in perspective. Only the

long-term approach is likely to be sustainable. Using a number of case studies it will be demonstrated that several factors (administrative, legislative, societal and political) impede adoption of this principle in practical coastal management. Major changes in perception of ‘coastal protection’ coupled with changes in attitudes to property will be required if the concept of working with natural processes is to become a reality.

Poorly-sited infrastructure is the primary reason for beach erosion ‘problems’ and decision-making in the area of beach management suffers inherent weaknesses; current practice concentrates on the symptoms (through coastal defence or nourishment) but has been unable to address the root cause (ill-planned development).

Consequently society has become locked into an open-ended series of ameliorative measures that, in turn, fuel ongoing development by removing the element of financial risk from coastal development.

The scale of contemporary development on the European coast (EEA, 2006) means that the beach erosion problem will become more acute with time even without the anticipated large-scale coastal morphological adjustment to sea level rise. Storms, tsunami and a reduction in sediment supply mean that existing coastal infrastructure poses a

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long-term financial liability. Eventually the costs involved in continued defence may precipitate changes in public policy. There are indications of this happening but in the meantime development increases apace, not just in Europe, but on adjacent Mediterranean and Black Sea coasts to satisfy a mainly European demand.

Much of the coastal erosion problem at beaches stems from infrastructure that is already in place and for which a major shift in public policy would be required for it to be removed from the system. However, weak public policy, coupled with a lack of understanding of geomorphological processes mean that poorly sited structures continue to be erected at the present time.

This not only increases the value of infrastructure at risk, militating against a negative cost-benefit ratio when it comes to decisions regarding shoreline defence, but creates additional problems both for now and the future. Rising sea level, periodic storms, and tsunami are all risks to which beachfront properties will be exposed whether or not they presently are affected by erosion. Consequently the ‘problem’ of coastal erosion is bound to increase in future both in spatial extent and cost.

Cost-benefit analysis is the basis of much decision-making in coastal defence planning. It is, however, a flexible tool that enables a variety of spatial and temporal scales to be considered and a variety of factors to be included or excluded from calculations. There is a large degree of subjectivity in assigning costs and benefits and is therefore usually able to produce a result that is politically acceptable, irrespective of the circumstances. There is a related question of fairness or social justice in coastal defence planning (Cooper & McKenna, 2008), whereby

the costs and benefits accrue to different sections of society at different time scales. A short-term, local solution that provides protection to homeowners (by protecting their assets) or facilitates developers’ ambitions (to make a profit), has a long-term cost to society as a whole as present and future generations either bear the cost of severe environmental degradation (usually associated with hard defences), or the costs of ongoing maintenance (in the form of beach nourishment). In either case society is locked into an interminable cycle of defence or maintenance.

Despite the extent of coastal erosion problems throughout Europe, there is a very low awareness of the scale of the problem. Publicly funded sea defence seems to be regarded as a right and ‘beach protection’ is usually taken to mean ‘protection of beachfront property’. These public attitudes contribute to perpetuating the problem. In one instance in rural England, where public funding of 50-year old defences is likely to removed (on the basis of negative cost-benefit analysis), there has been a public outcry. It has been argued by those affected that if some property is defended at public expense then all of it should (Cooper & McKenna, 2008).

This kind of perspective illustrates the extent to which society is focussed more on protecting property than on maintaining functioning ecosystems. It is often only a small number of individuals who create the problems that precipitate massive interference in the coastal zone, yet the costs of protection (both fiscal and environmental) are borne by society at large. This prevailing societal attitude shows that past mistakes in public policy will be difficult to rectify.


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The end result of prevailing attitudes is that many European beaches have ceased to be natural systems and instead, humans are the dominant geomorphic agent. Beaches are seen in many instances simply as an extension of the urban environment or ‘sandy solariums’ (Garcia & Servera, 2003, p 294). These anthropic beaches (Cooper & Alonso, 2006) rely on continuing human intervention and their sustainability is inherently linked to economic sustainability.

Thus a downturn in economic activity would have direct impacts on coastal status. From the opposite perspective, the importance of the environment to the economic sustainability of European tourism has been noted by WTO and UNEP (2005). The fact that beaches are being managed on patently unsustainable lines flies in the face of this goal.

REFERENCES

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Suarez de Vivero, J.L. and Rodriguez Mateos, J.C., (2005). Coastal Crisis: The Failure of Coastal Management in the Spanish Mediterranean Region. Coastal Management, 33:197–214.


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Evoluzione della Cartografia geomorfologica in EU

F. Mantovani

Università degli Studi di Ferrara, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Saragat 1 Blocco [email protected] http://www.unife.it/db/elenco/ricerca/

ABSTRACT

Geomorphological mapping evolution in EU

In recent years geomorhological mapping evolution in EU has been characterised by three main events: the attempt to merge and standardize the national legends in order to create a geomorphological european legenda, the coming of the remote sensing techniques and the new cartographic way of mapping based on GIS. The author analyzes these three phases through bibliographical sources and personal experiences. Emphasis is particularly given to the cartographic distinctiveness of every EU nation and to the use of the base geomorphological cartography as starting point for future base and apply researches.

Palabras clave: Mapas geomorphológicos, Geomorfología, Europa Key words: Geomorphological mapping, Geomorphology, Europe

Le carte geomorfologiche sono una delle modalità più appropriate e sinteti-che per la rappresentazione delle ca-ratteristiche fisiografiche del territorio. Nelle varie tipologie e concezioni, con-cretizzano, per il geomorfologo, la ne-cessità dell’esprimere graficamente in modo bidimensionale le osservazioni tridimensionali fatte sul terreno. Esse sono rappresentazioni sintetiche che raffigurano i caratteri morfografici e morfometrici delle forme, la loro ori-gine in funzione dei processi geomor-fici, endogeni ed esogeni, passati e pre-senti, attivi e non attivi.

Nel mondo scientifico esistono vi-sioni abbastanza differenti circa quello che si intende per “Carta geomorfolo-gica” e che dipende, soprattutto, dal back ground culturale, e dal tipo di ap-plicazione per cui essa è destinata.

Per Panizza (1972) una carta geo-morfologica ” rappresenta il rilievo dal punto di vista interpretativo sulla base di una analisi delle cause che hanno determinato la forma ed i processi, i rapporti di interdipendenza fra di essi, le caratteristiche di evoluzione ed il grado

di equilibrio nell’ambiente naturale”. Per Herrero (1988) essa è “ un mapa temático que proporziona un inventario esplicativo del relieve, debitamente especializado. Su contenido debe ser refe- renciable sobre el terreno”. Per Verstappen e van Zuidam (1989) “ the aim of a geomorphological survey is to provide concise and systematic information about landforms, geomorphic processes and related natural phenomena”. Per Peña Monné (1997 a) “el mapa geo- morfológico es un documento gráfico en el que están representadas de forma sintética todas las formas del relieve de una región. Per Koh (2007) “ Record informations on surface forms, materi-als, surface processes and the age of the landform”.

Le prime pionieristiche carte geo-morfologiche furono pubblicate da Pas-sarge nel 1914 nel suo Atlante morfo-logico. Altre carte a carattere locale furono successivamente pubblicate da alcuni geomorfologi europei ma fu solo nel 1956, con il 18th Congresso della Unione Geografica Internazionale di Rio de Janeiro, che l'importanza della cartografia geomorfologica ricevette un

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riconoscimento internazionale. Nel 1962 a Krakow in Polonia, venne stabi-lito un set di linee guida per la realizza-zione di carte geomorfologiche. Nel 1968, la Commissione per il rileva-mento e la cartografia geomorfologica fu incaricata di sviluppare un manuale per la cartografia geomorfologica di dettaglio (Demek, 1972), e di realizzare la legenda per una Carta Geomorfolo-gica d’Europa (Bashenina et al ., 1971), a scala di 1: 2.500.000. Da allora, la cartografia geomorfologica si è diffusa rapidamente in molti paesi europei ed extraeuropei, raggiungendo in taluni casi, risultati notevoli per approfondi-mento metodologico e ricchezza di ela-borati. Testi specialistici della cartogra-fia geomorfologica attuale sono i ma-nuali dedicati agli elaborati a grande scala (Demek, 1972) ed a media scala (Demek & Embleton, 1978), e più re-centemente quello di Verstappen e van Zuidam (1989). Ampi capitoli dedicati alla cartografia geomorfologica sono inoltre contenuti all’interno di trattati di geomorfologia e geomorfologia applicata (Tricart, 1965; Panizza, 1988; Peña Monné, 1997).

Nonostante i notevoli progressi con-seguiti dalla comunità scientifica nell’ambito della cartografia geomor-fologica, non è ancora stato possibile realizzare una legenda unica a livello comunitario europeo il cui impiego venga riconosciuto ovunque valido; attualmente è presente anche all’interno della stessa nazione, una grande varietà di legende geomorfologiche differenti tra loro per contenuti, simbolismi e metodologia del sistema di rilevamento. Nei diversi paesi EU, sotto l’influenza delle scuole scientifiche locali ed in considerazione delle specifiche realtà ambientali, si sono prodotti particolari orientamenti nelle scelte delle caratteri-stiche delle carte, stabilendo così, di fatto, legende nazionali (Gustavsson et al. 2006 ). In Spagna (Peña Monné,

1977 b), é “solo a partir de los años 70 tras la llegada del enfoque climático y dinámico de la Geomorfología y en un momento de crecimiento de los estudios de Geografía Física en la universidades, cuando cuajarán los primieros trabajos geomorfológicos que incluyan carto- grafía especializada. Esta desfase con respecto a los países vecinos se ha traducido en la inexistencia de unas normas generales o sistema de carto- grafía organizado para cubrir to el territorio nacional con mapas geo- morfológicos, a pesar de algunos intentos fallidos”. In Italia, dalle prime esperienze di Panizza (1966, 1972), e Pellegrini (1975, 1976), si è manifestato un sempre crescente interesse verso la cartografia geomorfologica che viene oggi largamente utilizzata in progetti di gestione territoriale. L’ambiente scienti-fico, dal canto suo, dopo aver promosso campagne interuniversitarie di indagini sul terreno allo scopo di favorire la dif-fusione e lo sviluppo delle conoscenze geomorfologiche e delle tecniche di rilevamento, ha realizzato programmi sperimentali di ricerca nell’ambito di specifici Gruppi Nazionali, in cui il ri-levamento geomorfologico di dettaglio viene utilizzato come base per l’analisi delle franosità e la zonizzazione si-smica. In Francia (da: Peña Monné, 1977 b), la prima carta geomorfologica del territorio fu realizzata da de Mar-tonne nel 1937, a scala 1:100.000. A partire dagli anni ’50 la cartografia geomorfologica ebbe un notevole impulso sotto la guida di Tricart del Centro di Geografia Aplicada dell’Università di Starsburgo e di Joly dell’Università di Parigi. Una legenda per il rilevamento geomorfologico preparata da Tricart (Tricart, 1971), fu applicata dall’equipe di Joly per il rilevamento e la cartogra-fia geomorfologica francese a scala 1:50.000. In Olanda, le metodologie e le legende sviluppate dall’ITC, Interna-tional Institute for Geo-Information Science and Earth Observation e pub-


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blicate da Verstappen e van Zuidam (1975, 1989) sono la base della carto-grafia geomorfologica nazionale ed hanno influenzato la realizzazione di tutte le più importanti legende nazionali europee. In Gran Bretagna (Hayden, 1986), i geomorfologi, hanno sviluppato un "empirical system" basato sulla divisione della morfologia del paesaggio in "slopes and flats". Un sistema analogo è stato adottato dai geomorfologi belgi perchè esso rende possibile una attribuzione quantitativa alla morfologia, questo generalmente a spese della genesi e della cronologia.

In Polonia (Jones, 1984), gli anni ‘80-’90, coincidono con una notevole produzione di carte geomorfologiche a varie scale e con differenti rappre-sentazioni grafiche: carte geomorfologi-che a piccola scala (da 1:50.000 a 1:2.000.000) e carte a grande scala (da 1: 500 a 1:10.000) prodotte generalmente da rilevamento di campo ed interpretazione di fotografie aeree. In Romania (Cioac , 2008), le prime carte di rappresentazione del rilievo sono datate XVII-XVIII secolo. Il periodo interbellico, a seguito di contatti con la scuola americana ed europea, propone l’applicazione dei primi principi della cartografia geomorfologica: distinzione delle differenti superfici caratterizzate da morfodinamiche specifiche. E’ solo però nel periodo post bellico che si può parlare di una vera e propria Scuola di Cartografia Geomorfologica. In Germania (da: Peña Monné, 1977 b), le carte geomorfologiche esistenti sono abbastanza complesse e ricche di informazioni che spesso ne complicano la lettura e quindi la interpretazione. Dovuto alla storia politica che l’ha caratterizzata fino al momento della riunificazione, la Germania possiede due tipologie di carte: quelle che utilizzano una rappresentazione della morfologia su base genetica con attribu-zione ai vari sistemi morfoclimatici in

cui l’età viene indicata con un colore correlato alla genesi e quelle che pre-sentano la legenda in moduli; morfo-metria, morfogenesi , morfodinamica e substrato. Nei rimanenti paesi della EU la cartografia geomorfologica è preva-lentemente a media e grande scala con legende realizzate sulla base di quelle proposte da altre scuole scientifiche e modificate sulla base delle caratteristi-che morfologiche proprie dell’ambiente in cui si svolge la ricerca o per definite applicazioni pratiche per cui la cartogra-fia geomorfologica di base viene re-datta.

La ricerca con le fotografie aeree è oggi un “modus operandi” indispensa-bile per la identificazione, la classifica-zione e l’interpretazione della morfolo-gia del territorio. Con gli anni ’60 , il rapporto tra cartografia geomorfologia ed il telerilevamento risulta sempre più legato alla capacità massiva di acquisi-zione dati terreno da parte dei nuovi sensori montati su piattaforme spaziali. In un primo periodo (1972-1984) viene fatto largo uso dei dati della serie Landsat MSS (Multispectral Scanner Sistem). In un secondo (1984-1992) le applicazioni sono determinate dalla di-sponibilità di satelliti più sofisticati, prima la serie Landsat TM ( Thematic Mapper) e poco dopo i satelliti francesi SPOT (Satellite Probatorie pour l’Observation de la Terre). Un elemento significativo di questo periodo è rappre-sentato dalla diffusione del personal computer per il quale si resero presto disponibili programmi per l’elaborazione delle immagini da satellite (ER-DAS, ENVI, IDRISI, ecc). E’ di questo periodo la comparsa del sensore RA-DAR. I primi sensori RADAR operativi nello spazio sono stati progettati dalla NASA/JPL e installati a bordo dello Space Shuttle nelle missioni SRTM (Shuttle Radar Topographic Mission). Il terzo periodo (a partire dal 1992, anno in cui vennero lanciati i primi Very

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High Resolution Satellites) è contrasse-gnato da cambiamenti tecnologici e metodologici nell’hardware montato sulle piattaforme spaziali: è l’era dell’altis- sima risoluzione al suolo, inferiore al metro, grazie a satelliti che, parcheggiati su orbite polari molto basse (talvolta inferiori ai 500 Km) ri-prendono la superficie terrestre con una risoluzione pari alla fotografia aerea. I satelliti ad alta risoluzione, a partire dall’indiano IRS, fino ai recenti Ikonos e Quickbird, possiedono una grandis-sima capacità di acquisizione immagini, e un sistema distributivo efficiente, che consente al ricercatore di avere imma-gini della zona di indagine con tempi di consegna estremamente ridotti.

Di pari passo con le sempre maggiori applicazioni delle tecniche di Telerile-vamento in campo cartografico geomor-fologico, l’analisi e la rappresentazione grafica della morfologia del territorio e soprattutto la gestione ed elaborazione dati ottenibili, hanno conosciuto negli ultimi anni un ulteriore impulso di rin-novamento ed un quasi abbandono delle tecniche tradizionali, grazie alle nuove tecniche di supporto GIS, Geographic information System. I GIS trovano la loro applicazione in numerose discipline che presentano la cartografia geomor-fologica come elemento di partenza per successive ricerche di base ed applicate come per l’implementazione e reda-zione di cartografia geotematica (López Martín y Pérez Cerdán, 2006), la realiz-zazione di database geologici e geomor-fologici (Dikau et al., 1996), la ge-stione del territorio e la mitigazione dei rischi geo-ambientali (Kilburn y Pasuto, 2003), la VIA, valutazione di impatto ambientale (Antunes, 2001), per la ge-stione di emergenze ambientali e per piani di sviluppo sostenibile (Fedra et al. 2002). Il futuro dei GIS è comunque ormai in mano a decine di migliaia di utenti che modificano ed utilizzano software dal codice aperto per dare so-

luzioni a centinaia di problemi che sono tutti disponibili in rete ed utilizzabili da tutti. L’open sourge è un software rila-sciato con un tipo di licenza per la quale il codice sorgente è lasciato alla disponibilità di eventuali sviluppatori, in modo che con la collaborazione, li-bera e spontanea, il prodotto finale possa raggiungere una complessità maggiore di quanto potrebbe ottenere un singolo gruppo di programmazione. Applicazioni e sviluppi dei software sono tutt’oggi disponibili e consultabili sui siti web specialistici della materia.

REFERENCIAS

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El papel geomorfológico del hombre en la evolución histórica de las zonas costeras: el caso del Golfo ibero-

marroquí

L. Ménanteau

Laboratorio Géolittomer, UMR 6554 LETG CNRS y Universidad de Nantes Château du Tertre, BP 81227, 44312 Nantes cedex 3 (Francia)

Abstract Man’s geomorphological role in the historic evolution of coastal areas: the case of the Ibero-Moroccan Gulf. Taking the ibero-moroccan gulf as an example, the paper looks at the geomorphological effects - whether direct or indirect - of human activity on the evolution of coastal forms and outlines. The main series of anthropic transformations are reviewed and evaluated quantitatively. Relevant series are dealt with in greater detail: - external factors (intensive mining and changes in agricultural methods in hydrographic basins); - modification of river flow (artificialisation and sedimentary deficit); - extraction: exploitation of materials (quarries, rock excavation, dredging, beach nourishment); changes in dune geodynamics (fixing, leveling, artificial dunes), “improvement” of wetlands and estuaries for navigation, the production of tidal energy, saltpans, fish farming in ponds, irrigation for agriculture (drying out and polderisation); - finally, artificialisation of the coastline and fosilisation of wetlands and coastal areas through landfill.

Palabras clave: geomorfología costera, procesos antrópicos Key words: Coastal Geomorphology, anthropic processes

1. INTRODUCCIÓN

El hombre es considerado como el responsable de los cambios globales del océano (Vanney, 2002) o, al menos, de su aceleración o agravamiento. Habida cuenta del origen geofísico de estos fenómenos, con demasiada frecuencia olvidamos su importante papel en la transformación de los paisajes, especialmente en el ámbito litoral, allí donde se concentran, cada vez más, las actividades económicas. Es por ello que, al tomar el ejemplo del golfo ibero-marroquí (Vanney & Ménanteau, 2004), nos proponemos hacer un balance, para el período histórico, del papel geomorfológico - sea directo o indirecto - de grupos humanos en la evolución de las formas y de los trazados litorales. Estudios recientes han demostrado que la inestabilidad morfológica del litoral es el resultado de forzajes físicos (neotectónica - seísmos, tsunamis -, fuertes temporales cíclicos, etc.) cuyos efectos geomorfo-lógicos (depósitos,

deformaciones, retirada de la línea de costa) ya se han analizado. Ahora, conviene establecer la parte que le corresponde, respecti-vamente, a los factores naturales y antrópicos en la evolución de las costas del golfo. Por tanto, pasaremos revista a las principales series de transformaciones debidas a la acción del hombre procurando hacer, en cada caso, una evaluación cuantitativa.

2. FACTORES EXTERNOS

Cuencas vertientes: erosión y aluvionamiento. En primer lugar, en esta categoría de modificaciones antrópicas, entra la explotación minera intensiva. En los siglos I y II d. J.C. las minas provocaron la deforestación y la consiguiente erosión de las cuencas vertientes del Río Tinto y los afluentes morénicos del Guadalquivir, entre otros. Otro factor a tener en cuenta: los cambios en los sistemas de cultivo después de la

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Reconquista y los efectos humanos del Descubrimiento. Estos fenómenos se han estudiado en el litoral mediterráneo andaluz (Arteaga y Hoffman, 1999). Los considerables aportes sedimentarios suministrados por la erosión contribuyeron a la colmatación de las llanuras litorales. Escorrentía fluvial: artificialización y déficit sedimentario Aún es difícil calcular el impacto de los más antiguos usos de la energía hidráulica representados por los numerosos molinos que impedían el curso de los ríos tributarios del golfo. Desde la década de los 1960, la construcción de presas sobre los ríos (ej. en 1985, en la cuenca del Guadalquivir había 28 presas con una capacidad de almacenamiento de 4 864 Hm3) provoca la artificialización de sus regímenes hidrológicos. Estos, suelen reflejar más las descargas de agua necesarias en épocas de sequía que el régimen anual de lluvias invernales. Las obras hidráulicas y el control de la escorrentía provocan un déficit de aportes sedimentarios en las zonas costeras y, por consiguiente, contribuyen a la mayor erosión de las mismas.

3. EXTRACCIÓN Y EXPLOTACIÓN DE MATERIALES

Numerosos indicios y documentos dan fé de la explotación como canteras de las plataformas de abrasión de piedra ostionera (areniscas conchíferas del Plioceno superior y del Pliocuaternario), en particular aquellas que afloran al sur de la desembocadura del Guadalquivir. Parte de estos materiales se utilizaron para la construcción de 26 corrales de pesca como los que fueron declarados Monumento Natural (1 100 ha) en Rota. En los acantilados del Cabo Camarinal (Tarifa), aun se aprecian los frentes de cantera explotados en época romana para la construcción de Baelo Claudia.

Las excavaciones en la roca y los dragados de sedimentos destinados a abrir canales de acceso a través de las barras estuarinas constituyen otra serie de acciones antrópicas que modifican la batimetría del cinturón costero (barra del Guadiana desde 1912, canal de la Broa de Sanlúcar en 1971, etc.). La lucha contra el retroceso de algunas playas a llevado a la extracción de arenas de la antecosta a fin de regenerar aquellas que son víctimas de la retrogradación (de Isla Canela, de Matalascañas, Costa Ballena a Chipiona, de la Victoria a Cádiz, Fuentes del Gallo a Conil de la Frontera, del Palmar y de Caños de Meca a Vejer de la Frontera, etc.). Por fin, los cordones y macizos dunares, han sido explotados como canteras para la construcción (el caso de Chipiona y Rota) y el cultivo de hortalizas. En el caso de Sanlúcar de Barrameda, ya a mediados del siglo XVIII, se nota la excavación de navazos hasta el nivel de la capa freática.

4. MODIFICACIONES DE LA GEODINÁMICA DUNAR

Al fijar las dunas con vegetación se ha reducido su movilidad natural. Desde el siglo XVIII se han plantado pinos piñoneros (Pinus pinea) sobre las arenas dunares de la Algaida y de Doñana, aunque las más importantes obras de fijación de dunas remontan a 1938 (ej. Punta Paloma, 272 ha fijadas entre 1948 y 1955), así como en la década de los años 1960. Por otra parte, se han creado dunas artificiales con el fin de evitar el enarenamiento de algunos caminos militares (Valdevaqueros, 1946, El Anclón 1961-1962, etc.). La creación de zonas de estacionamiento y la urbanización balnearia conllevó la nivelación, cuando no el arrasamiento total, de cordones litorales y dunas costeras. No faltan ejemplos: Isla Canela, Punta Umbría, La Arenilla,


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Mazagón, Matalascañas, Arenas Gordas, Conil de la Frontera, Caños de Meca, Valdevaqueros.

5. OBRAS DE TRANSFORMACIÓN DE LOS ESTUARIOS Y DE LAS MARISMAS

Desde épocas tempranas se han realizado cortas de meandros a fin de facilitar la navegación en los estuarios. Así, la rectificación del cauce del Bajo Guadalquivir (entre 1795 y 2008 la distancia entre Sevilla y el mar se redujo de 48,6 km) privó buena parte de las Marismas de las inundaciones naturales, tanto marinas como fluviales, provocando la pérdida de sus funciones originales a los brazos laterales del río (Brazos del Este y de la Torre). El cauce fluvial canalizado concentra la mayor parte de los depósitos en suspensión aportados por el Guadalquivir (unos 26 Mm3/año), con el siguiente resultado: disminución de la tasa de sedimentación en las Marismas, en Sevilla la amplitud de marea se ha duplicado en menos de dos siglos, aumento del poder erosivo del río y concentración del tapón cenagoso. Presentamos también otro ejemplo de rectificación del cauce de un río: el bajo Guadalete desde el siglo XVIII.

Así mismo, el uso de la energía maremotriz dio lugar a importantes modificaciones en las zonas húmedas del golfo. Entre los siglos XV y XX, numerosos molinos de marea, se han identificado mas de 70, dotados de presa / caldera / caldeira, cerraron canales o fueron construidos en áreas salineras. Hemos localizado 29 en el Algarve oriental / Sotovento, 12 en las marismas del Río Tinto y 17 en la bahía de Cádiz). Se ha demostrado que el vaciado de las presas tiene claros efectos geomorfológicos consiguiendo limpiar y calibrar el lecho de los canales. Mientras que el abandono de

los molinos contribuye resulta en el encenagamiento de las presas y los canales. A partir de la Edad Media, y sobre todo desde finales del siglo XVIII, a raíz de la producción de sal marina para la salazón, se aprecia un considerable desarrollo de la salicultura a lo largo del litoral del golfo. Esto dio pie a la excavación de las slikkes altas y la creación de un circuito hidráulico destinado, por gravedad, a concentrar el nivel de sal del agua marina hasta su cristalización en los tajos o talhos.Salvo algunas excepciones en Barlovento (Algarve occidental) la mayoría de las salinas esta situada en la Ria Formosa, las marismas que bordean las desembocaduras del Guadiana y del Guadalquivir, la Ría de Huelva y la bahía de Cádiz. En 1980, estas, tanto en funcionamiento como abandonadas (ej. Bahía de Cádiz: 135 salinas en actividad en 1970, 11 en 1996 y 4 en 1999), cubrían una superficie de 5 373 ha (53,73 km2). Así mismo se analiza su evolución en cantidad (ej. Bahía de Cádiz: 66 en 1823, 111 en 1861 y 129 en 1881) y superficie. Como en el caso de los molinos, su abandono conlleva una colmatación natural.

Nuevas salinas, de tipo industrial, se crearon en la marisma natural. Así, en 1980, en las marismas del Odiel una concesión de 1 300 ha (13 km2) a favor de Industrias Aragonesas S.A. y ANDASAL provocó una modificación radical tanto hidrológico como paisajístico (Ménanteau, 1993). También se crearon salinas de este tipo en Castro Marim (4 km2) y en el Guadalete (La Tapa del Puerto de Santa María, 8 km2). Desde 1982 se ha desarrollado la acuicultura intensiva y semi-intensiva en estanques (Plan de Explotación Marisquera y de Cultivos Marinos de la Región Suratlántica - PEMARES), borrando así parte de la marisma natural (el caso de las

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Marismas de Ayamonte y de Isla Cristina, de Sancti Petri, de Barbate y, en las Marismas del Guadalquivir, el sur de Isla Mayor) así como la restructuración de salinas tradicionales (65 de 111 en la bahía de Cádiz) y el ahondamiento de los estanques. La teledetección permite seguir la progresión geográfica de estos cambios en los últimos 20 años.

Existen pruebas arqueológicas incontes-tables del drenaje de las marismasdesde la época romana (ej. el sitio de Las Playas en Lebrija), lo cual confirma los textos del geógrafo griego, Estrabón (libro III, 2-5). No obstante, los primeros grandes proyectos de drenaje fechan del siglo XVIII (1776) y los primeros intentos del siglo XIX (ej. 1816 en la Isla Menor o Amalia). Entre 1926 y el presente, casi todas las transformaciones han consistido en la desecación y la polderización de las marismas con fines agrícolas sobre grandes superficies (Marismas del Guadalquivir: 434 km2 entre 1927 y 1934, 259 km2 entre 1958 y 1970). El plan Almonte-Marismas (1971) llevó al drenaje de 6 132 ha, afectando toda hidrología del Parque Nacional de Doñana. Entre 1960 y 1977, se transformaron 6 631 ha en las marismas de Sanlúcar de Barrameda. Sin embargo, el IRYDA consideró los resultados como poco satisfactorios y se abandonó el proyecto. La construcción de muros y la excavación de colectores, tanto principales como secundarios, han modificado, por no decir suprimido, el drenaje natural de las marismas hasta conseguir aplanar los terrenos, arrasando los microrelieves (paciles, vetas) y rellenando las depresiones (lucios, albinas).

Al mismo tiempo, la desecación de las marismas del Guadalete fue un fracaso. Se drenó una superficie de 5 744 ha (1 744 ha en la margen derecha), pero,

en 1988, las 4 000 ha de la margen izquierda (Río San Pedro) quedaron abandonadas dado que no se había tenido en cuenta de la escasa altitud de los terrenos y la salinidad de los suelos. Un análisis multitemporal por teledetección muestra el fuerte impacto morfológico de las obras realizadas: la red dentrítica de los caños de marea y de la cubetas hipersalinas desapareció, dando lugar a una cuadriculación geométrica de caños de drenaje.

6. ARTIFICIALIZACIÓN DE LA LÍNEA DE COSTA

Desde los años 1970, el desarrollo acelerado de urbanizaciones turísticas (Ojeda Zújar & Villar Lama, 2006), ha llevado a una fuerte degradación paisajística y ecológica así como a unnotable retroceso de la línea de costa.Estos fenómenos se deben, en gran parte, a la modificación de la dinámica sedimentaria, gravemente perturbada por la creación de múltiples estructuras (diques, espigones, etc.) y la interrupción de los intercambios entre las dunas y las playas. La urbanización masiva y el empedramiento del borde costero para proteger los inmuebles construidos en primera línea de los ataques del mar, contribuyeron a la artificialización de la costa creando la necesidad de obras de gran envergadura, y alto coste (espigones, muros de contención, etc.) a fin de retener los niveles y volúmenes de arena necesarios. En ciertos casos, la circulación eólica se ve perturbada por la especie de enorme pantalla que representan los edificios construidos en el borde de la playa que provoca la erosión de la misma (ej. Cádiz, Valdelagrana).

7. FOSILIZACIÓN DE ZONAS MARISMEÑAS Y MARINAS


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El último proceso antrópico incluye los fenómenos de fosilización irreversible de los paisajes a fin de permitir la extensión de espacios agrícolas, urbanos, industriales o portuarios. Desde el siglo XVI se han conquistado grandes superficies con la creación de rellenos en las marismas y salinas abandonadas. Presentamos varios ejemplos de ello: enarenados en la Algaida (1 100 ha), nuevos barrios (sur de Ayamonte, Huelva, alrededores de San Fernando), zonas industriales o comerciales (Puerto Real). Otro impacto de gran gravedad para las marismas: los residuos de las industrias químicas del polo industrial de Huelva. Desde 1968, los depósitos blanquecinos de fosfoyesos (estimados en 70-100 Mt) han recubierto 1 200 ha de las marismas de la margen derecha del Río Tinto y los depósitos de cenizas de pirita forman relieves de unos 20 metros de alto sobre unas 30 ha, en parte recubiertos por una capa de tierra vegetal (1 758 M m3) o de escombros. Sobre todo, resulta de la creación de una quincena de puertos deportivos (con marinas del tipo de Puerto Sherry) y el desarrollo industrial y portuario (terraplenes para contenedores, etc.)

especialmente en el caso de los puertos de Huelva, Cádiz, bahía de Algeciras (300 ha de playas fosilizadas), Tanger (desde 1921) y Tanger Med (desde 2004).

REFERENCIAS

Arteaga, O. y Hoffmann, G. (1999). Dialéctica del proceso natural y sociohistórico en las costas mediterráneas de Andalucía. Revista Atlántica-Mediterránea de Prehistoria y Arqueología Social, Cádiz, 2, 13-121.

Ménanteau, L. (1995). Les Marismas atlantiques de l’Andalousie. Des aménagements contre-nature. Géographie d’une Espagne en mutation. Prospections aériennes II. Publ. Madrid, Casa de Velázquez, Série en Sc. Soc., IX, 139-154.

Ojeda Zújar, J. y Villar Lama, A. (2006). Evolución del suelo urbano/alterado en el litoral de Andalucía (España): 1998-2002. GeoFocus (Artículos), 7, 73-99.

Vanney, J.R. (2002). Géographie de l’océan Global. Paris, Gordon & Breach, 350 pp.

Vanney, J.R. y Ménanteau, L. (2004). Géographie du golfe Ibéro-marocain.Lisboa - Instituto Hidrografico y Madrid - Casa de Velázquez, 228 pp.

GEOMORFOLOGÍA ESTRUCTURAL: VOLCANISMO, KARST, NEOTECTÓNICA


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Aplicación del análisis morfométrico a los volcanes del extremo sur-oriental de la Región Volcánica del

Campo de Calatrava (Ciudad Real, España)

R. Becerra-Ramírez (1), J. Dóniz-Páez (2), E. González-Cárdenas (1)

(1) Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio – Univ. de Castilla-La Mancha. [email protected] (2) Escuela Universitaria de Turismo Iriarte, Puerto de la Cruz – Universidad de La Laguna (Tenerife)

Abstract Morphometric analysis application to the volcanoes of the sud-oriental sector in Campo de Calatrava Volcanic Region (Ciudad Real, Spain). In this paper, a morphometric analysis has been applied to study the morphology and genesis in some cinder cones of the Campo de Calatrava Volcanic Region. This study allows us to characterize these volcanoes and determine patterns due to their morphology and morphometry and identify genetic differences of themselves (polygenetic and monogenetic). These analyses have been applied for the first time in Spain by Dóniz (2004) in Tenerife Island, and by Becerra (2007) in Campo de Calatrava, considering previous authors as Porter (1972), Settle (1979) and Wood (1980).

Palabras clave: morfometría, geomorfología volcánica, Campo de Calatrava. Key words: morphometry, volcanic geomorphology, Campo de Calatrava.

1. INTRODUCCIÓN

Los análisis morfométricos aplicados al estudio de los volcanes cuentan con una trayectoria de más de 30 años; sin embargo, para el caso español sólo se han utilizado muy recientemente y de forma sistemática para Tenerife (Dóniz, 2004) y el Campo de Calatrava en Ciudad Real (Becerra, 2007). En este trabajo se aplican técnicas de análisis morfométrico para caracterizar parte de los volcanes magmáticos calatravos, ver su validez y determinar diferencias morfológicas y morfométricas en los dos grandes grupos genéticos de volcanes reconocidos en esta región volcánica: monogénicos vs. poligénicos.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área de aplicación de estas técnicas de análisis morfométrico se ciñó al sector sur-oriental de la región volcánica (Fig. 1), concretamente a la hoja MTN50-811 (Moral de Calatrava).

Se identificaron 36 edificios volcánicos, 18 de carácter magmático y el resto hidromagmático (maares). De los volcanes magmáticos, sólo se ha aplicado el análisis morfométrico a 13 conos de piroclastos (cinder cones); de estos aparatos eruptivos cuatro son poligénicos y nueve monogénicos.

Fig. 1. Área de estudio y unidades naturales de la provincia de Ciudad Real.

3. METODOLOGÍA DE TRABAJO

Es la propia de los estudios de geomorfología volcánica. Se revisó la

ÁREA DE ESTUDIO

Montes de Toledo

La Mancha

Montes de Ciudad Real

Valle Alcudia-Sierra Morena

Campo de Calatrava Campo de

Montiel

Campo de Mudela

22

Dcr

Aco

Dco

Pº

Altitud cima

Altitud base

bibliografía sobre el volcanismo calatravo y la basada en los análisis morfométricos de otras regiones volcánicas del planeta. Posteriormente se localizaron los edificios volcánicos a través de fotografías aéreas, de ortoimágenes espaciales y de la cartografía topográfica y geológica de la zona. Localizados los edificios volcánicos, se procedió a su delimitación para, más tarde, llevar a cabo los trabajos de campo donde se analizó cada edificio volcánico, se calcularon los índices morfométricos y se identificaron las diferentes fases eruptivas que los construyeron; elaborándose fichas de campo y esquemas geomorfológicos de cada volcán.

3.1. Los análisis morfométricos. La morfología de cada edificio volcánico se determinó atendiendo a una serie de parámetros morfométricos (Fig. 2), tal y como establecen autores previos: Porter (1972), Settle (1979), Wood (1980), Dóniz (2004), etc.

Fig. 2. Principales parámetros de análisis morfométrico en conos piroclásticos.

Se tomaron mediciones tanto de la altura del cono (Aco), como del diámetro del edificio volcánico (Dco) y del cráter (Dcr). A su vez también se midió la profundidad del cráter (Pcr), la pendiente máxima del aparato eruptivo (Pº), la superficie (km2) y el volumen (km3) basado en la fórmula de un cono truncado. Además, se obtuvieron diferentes correlaciones morfométricas: Aco/Dco, Dcr/Dco y la elongación del edificio. También se calculó el índice de separación (IS) que determina la

distancia existente entre el centro geométrico de un edificio con el de su vecino más próximo (Wood, 1980; Dóniz, 2004); y el índice de agrupamiento (IA) que medirá la distancia existente entre las bases de dos edificios volcánicos próximos entre sí (Dóniz, 2004). El primero de ellos aporta información meramente estructural, mientras que el IA aporta datos morfológicos relacionados con la envergadura de cada edificio volcánico.

4. RESULTADOS OBTENIDOS

La aplicación de estas técnicas de análisis morfométrico (tabla 1) permite caracterizar los volcanes calatravos y estudiar su morfología.

TABLA I. PARÁMETROS MORFOMÉTRICOS MEDIOS EN

VOLCANES DEL SECTOR SE DEL CAMPO DE CALATRAVA (Elaboración

propia).Parámetros MONOGÉNICOS POLIGÉNICOS

Altura cono (m) 27,43 94,50

Superficie Km2 0,543 0,830

Diámetro cono (m) 711,64 934,13

Diámetro cráter (m) 124,50 228,88

Prof. cráter (m) 1,43 23,50

Elongación cono 1,10 1,09

Elongación cráter 1,19 1,18

Pendiente (grados) 8,5 17,75

Volumen Km3 0,005041 0,035530

4.1.Distribución espacial. La densidad de los volcanes, tanto magmáticos como hidromagmáticos, es de 0.072 volcanes/km2, siendo de 0.036 conos/km2 para los primeros. El IS para los volcanes de la zona de estudio es de 2,19 km y el IA es de 1,82 km. Estos índices bajos indican que estamos ante campos volcánicos abiertos propios de áreas volcánicas continentales, muy distintos a las regiones volcánicas insulares, y concuerdan con las medias obtenidas para campos volcánicos continentales como los de Michoacán-Guanajuato en México (Hasenaka & Carmichael, 1985). También se analizó

Pcr


23

la ubicación topográfica de los edificios: 5 volcanes ubicados en zonas de llanura, 4 en zonas de sierra y 4 en piedemonte.

4.2.Volcanes monogénicos versuspoligénicos.

Los volcanes de la Región Volcánica del Campo de Calatrava se han clasificado, según su génesis, como monogénicos (Poblete, 1995), es decir, construidos tras una única erupción de duración variable. Sin embargo, existen trabajos geomorfológicos (González, 1996; González et al., 2007; Becerra, 2007) que han determinado diferentes fases constructivas en algunos volcanes de la región (Columba o Cerro Gordo), con períodos de calma eruptiva suficientes para la formación de suelos (fosilizados después); ahondando en el carácter poligénico de estos edificios eruptivos. Este hecho significa una revisión muy importante del volcanismo calatravo porque apenas se habían identificado volcanes tan complejos desde el punto de vista de su génesis.

4.3.Morfología de los edificios volcánicos.

Se ha aplicado la clasificación morfológica realizada por Dóniz (2004) para los volcanes basálticos monogénicos tinerfeños. Los edificios magmáticos monogénicos calatravos se adaptan bien a esta tipología, estando representados los volcanes anulares (Cabeza del Encinar y Fournier) y las montañas de piroclastos (Capa Lobos, Cazalla, Cerrillos del Sapo, Cerro Negro, El Cabezuelo, Boca del Campo y Las Cuevas).

Los volcanes poligénicos magmáticos, corresponden las tipologías de volcanes anulares (Columba y La Cornudilla), volcanes abiertos en herradura (Cuevas Negras) y conjuntos volcánicos múltiples (Cerro Gordo). Si bien es cierto que la clasificación morfológica de los volcanes de Tenerife es válida

para los aparatos eruptivos monogénicos de nuestra zona de estudio; para los edificios poligénicos, dado su mayor complejidad, no resulta del todo eficaz, siendo necesario trabajar en una nueva clasificación que agrupe a los volcanes poligénicos.

4.4.Tamaño-envergadura de los volcanes.

La clasificación de edificios volcánicos según su tamaño se realizó teniendo en cuenta los tres parámetros que mejor definen su envergadura: altura, superficie y volumen (Dóniz, 2004; Dóniz et al., 2006). Cada volcán fue clasificado en grande, mediano o pequeño (tabla 2). Según estos criterios existen diferencias entre los volcanes monogénicos y los poligénicos, los primeros son de tamaño pequeño (70% de su total), mientras que los segundos son en su totalidad de tamaño grande, lo que refleja, una vez más, la complejidad de éstos frente a los monogénicos.

TABLA II. INTERVALOS DE TAMAÑO EN VOLCANES ESTUDIADOS (Elab.

propia)

4.5.El modelado torrencial de los aparatos eruptivos.

Para el análisis del modelado torrencial de los volcanes se han identificado, delimitado y medido los cauces labrados sobre los edificios volcánicos. El sistema hidrogeográfico de los volcanes monogénicos cuenta con un total de 22 cauces con 7,4 km de longitud, lo que supondrá una media de 3,14 cauces/cono, con 1,1 km de cauce/cono y una densidad de drenaje de entre 5 y 7 cauces/km2. Los poligénicos poseen un total de 44 cauces y 13,9 km de longitud, una media de 11 barrancos por volcán, 3,5 km de cauces/volcán y entre

Tamaño-

envergaduraAltura (m)

Superficie

Km2

Volumen

Km3

Grande

Mediano

Pequeño

>90

90<->40

< 40

>0.5

0.5<->0.1

<0.1

>0.04

0.04<->0.01

<0.01

24

16-18 cauces/km2. El mayor el número de cauces y la mayor longitud total en los volcanes poligénicos frente a los monogénicos, dado que todos están afectados por las mismas condiciones morfoclimáticas, deben estar en relación con su edad, con su emplazamiento topográfico en sectores accidentados y con su mayor tamaño, lo que implica mayor superficie expuesta a los procesos de erosión torrencial, tal y como han puesto de manifiesto otros autores (Wood, 1980).

5. CONSIDERACIONES FINALES

La aplicación de las técnicas de análisis morfométrico al estudio de los edificios volcánicos calatravos son válidas para caracterizar los edificios de una parte de esta región volcánica, aunque será necesario corroborar o no esta validez al conjunto de los aparatos eruptivos de la región. El estudio morfométrico pone de manifiesto la gran complejidad de estos volcanes, tanto desde el punto de vista de su morfología como desde el de su génesis (monogénesis vs. poligénesis). En nuestra zona de estudio predominan los edificios volcánicos monogénicos, ubicados principalmente en zonas de llanura, con morfologías tipo montañas de piroclastos, de tamaño pequeño y con escaso reflejo morfológico de la escorrentía superficial en su cono.

Agradecimientos Este estudio se enmarca dentro del Programa de ayudas pre-doctorales FPI de la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha (Expte. 06/094).

REFERENCIAS

Becerra Ramírez, R. (2007): Aproximación al estudio de los Volcanes de la Región Volcánica del Campo de Calatrava a través de las Técnicas de Análisis Morfométrico. Trabajo de Investigación-Doctorado, Inédito, UCLM. Ciudad Real, 215 p.

Dóniz Páez, J. (2004): Caracterización Geomorfológica del Volcanismo Basáltico Monogénico de la Isla de Tenerife. Tesis Doctoral, Inédito. U. de La Laguna (Tenerife), 397 p.

Dóniz, J., Romero, C., Coello de la Plaza, E., Guillén, C., García-Cacho, L., (2006). Propuesta metodológica para el cálculo y clasificación del tamaño de los volcanes basálticos monogénicos: el ejemplo de Tenerife (Canarias, España). Proceedings 5ª Asamblea Hispano-Portuguesa de Geodesia y Geofísica.Sevilla. España. Publicación CD. ISBN: 84-8320-373-1.

González Cárdenas, E. (1996): Secuencias eruptivas y formas de relieve en los volcanes del sector oriental del Campo de Calatrava (Macizo de Calatrava y flanco sur-oriental del domo de Almagro). En: VV.AA.: Elementos del Medio Natural en la provincia de Ciudad Real. UCLM, Ciudad Real, 163-200.

González, E., Gosálvez, R.U., Becerra, R. y Escobar, E. (2007): Actividad eruptiva holocena en el Campo de Calatrava (Volcán Columba, Ciudad Real, España). En Lario, J. y Silva, G. (eds). Contribuciones al estudio del período cuaternario, Aequa, Ávila, 143-144.

Hasenaka, T. & Carmichael, I. (1985). A compilation of location, size and geomorphological paramenters of volcanoes of Michoacan-Guanajato Volcanic Field, Central Mexico. Geofísica Internacional. 24-4; 577-607.

Poblete, M.A. (1995): El relieve volcánico del Campo de Calatrava (Ciudad Real). Univ. Oviedo y JCCM. 467 pp.

Porter, S. (1972): Distribution, morphology and size of cinder cones on Mauna Kea volcano, Hawaii. Geological Society of America Bulletin, 83, 3607-3612.

Settle, M. (1979): The structure and emplacement of cinder cone fields. American Journal of Science, 279, 1089-1107.

Wood, C.A. (1980): Morphometric analysis of cinder cone degradation. Journal of Volcanology and Geothermal Research,8, 137-160.


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Facies laháricas en los depósitos de oleadas piroclásticas del "Barranco Varondillo"

Campo de Calatrava, (España)

E. González, (1) R. Gosálvez, (1) R. Becerra, (1) E. Escobar (1)

(1) Dpto de Geografía y Ordenación del Territorio, Facultad de Letras, UCLM. A/ Camilo José Cela s/n, 13071, Ciudad Real. [email protected]

Abstract Laharic facies into base surge deposits of "Barranco Varondillo" Campo de Calatrava, (Spain). The "Barranco Varondillo" maar was generated by at least two powerful phreatomagmatic eruptions. These eruptions have favoured the formation of deposits of wet surges. The presence of abundant water within them has favoured the presence of channels and the accumulation of fine sediment in intermediate and basal layers, as well as a huge accumulation of quartzite blocks on the upper layers of deposit. We have seen at certain places, in the northern flank of the Cerro Gordo pyroclastic cone, a formation of a lahar deposit about four meters thick, showing a short sweep.

Palabras clave: depósitos laháricos, oleadas húmedas, Campo de Calatrava Key words: lahar deposits, wet surges, Campo de Calatrava

1. INTRODUCCIÓN

La región volcánica del Campo de Calatrava se sitúa en la meseta meridional. En ella se han llevado a cabo eventos eruptivos, con una temporalidad comprendida entre más de 8 Ma para el volcán de Morrón de Villamayor, Ancochea (1983) y menos de 5510 B.P. para el volcán Columba, González et al. (2007). En el Campo de Calatrava se han desarrollado erupciones magmáticas e hidromagmáticas, correspondiéndose la mayoría de estas con contactos directos agua-magma. Su resultado ha sido la formación de amplios y profundos maares, así como de importantes depósitos de oleadas piroclásticas.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El Maar del Barranco Varondillo (38º 49' 23" N / 3º 44' 37" W) se sitúa sobre la fractura eruptiva que recorre la Sierra de Valenzuela-Granátula, formando

parte del complejo volcánico de Cerro Gordo.

Fig. 1.Área de estudio

Tiene una extensión de 0,85 Km2 y una profundidad máxima, medida desde el punto más bajo del fondo del maar hasta el borde del anillo de tobas, de 35 m. Su eje mayor es de 1.260 m y el menor de 1.010 m. El sustrato geológico del área de trabajo está integrado por materiales del zócalo paleozoico que forman las sierras cuarcíticas que bordean las cuencas sedimentarias de Valenzuela y de Moral-Calzada de Calatrava. En el entorno del maar de Varondillo se localizan importantes depósitos de oleadas piroclásticas que se disponen

26

formando un anillo de tobas discontinuo y con un grado de conservación aceptable, generado en dos erupciones freatomagmáticas .

3. METODOLOGÍA

La investigación llevada a cabo ha consistido en nuevos reconocimientos de campo de los depósitos de oleadas piroclásticas húmedas generados en las fases explosivas que abren el maar, en la medición de los parámetros de los afloramientos, efectuando los análisis sedimentológicos de los materiales movilizados por agua líquida en el seno de las oleadas y del lahar, y en el levantamiento de columnas detalladas de los depósitos (Fig. 6) en los que la presencia de buenos cortes ha facilitado la realización de un correcto estudio. Las coordenadas de los cortes en las oleadas húmedas y en el depósito lahárico que ha podido observarse a partir de las cortas de la Mina San Carlos, se recogen en la tabla nº 1

TABLA I. COORDENADAS DE LOS CORTES DE TRABAJO

4. RESULTADOS

Depósitos de facies laháricas Los depósitos de oleadas generados en el primer evento freatomagmático, a los que denominamos "Varondillo I", tienen un marcado carácter húmedo con un predominio de las formas de fondo masivas y planares. Las relaciones agua/magma son óptimas al inicio de la secuencia explosiva, propiciando una intensa fragmentación del magma y de la roca de caja, dando lugar a depósitos formados por material extremadamente fino, intensamente litificado, con formas de fondo masivas (punto 2). A medida que avanza el proceso eruptivo, las

relaciones agua/magma cambian, permitiendo la formación de flujos en los que existe agua líquida en el momento de la detención y deposición de los mismos. Esto se traduce en la presencia de secuencias basales (pto. 1) de 15 cm de potencia media que se caracterizan por una concentración de lapilli y clastos de cuarcita redondeados y facetados, de tamaño grava, soportados por una matriz arenosa.

Fig. 2. Complejo eruptivo de Cerro Gordo y Barranco Varondillo

En estas fases, marcadas por la presencia de agua líquida, es común la formación de pequeños canales (Fig. 3) y de claros niveles de escorrentía con arrastres y depósitos de los materiales de menor tamaño contenidos en el flujo. (Fig. 5) cuyo análisis granulométrico se refleja en la tabla nº 2.

Fig.3. Canales en U de los depósitos de oleadas

Corte Latitud N Longitud W Varondillo (1) 38º 49' 12" 3º 44' 18" Varondillo (2) 38º 49' 42" 3º 44' 11" Lahar (3) 38º 50' 04" 3º 44' 20"

N I


27

Las oleadas finales de estas erupciones freatomagmáticas están caracterizadas por una elevada relación agua/magma, generándose depósitos brechoides, masivos y caóticos, González, (1997) formados por bloques de cuarcita y de basalto, con escasa matriz, entre los que se han formado delgados canales lineales de circulación de agua y arrastre de material fino (Fig. 5). Los contactos entre los depósitos de flujo de estas erupciones están marcados por niveles finos (2 mm) de carbonatos. Este contacto es claramente erosivo en la base de la secuencia observable en el corte nº 1, con el desarrollo de una delgada capa de meteorización de apenas 5 mm de potencia media, lo que sugiere un intervalo temporal dilatado entre las primeras erupciones freatomagmáticas de Varondillo y su continuación posterior. Los depósitos de oleada de esta primera erupción sólo afloran en el borde E. y NE del maar, estando sepultados por coladas lávicas y piroclastos de caída en el resto.

TABLA II. GRANULOMETRÍA DEL MATERIAL DE LOS CANALES

Muestra Grava % Arena % Gruesa Fina Gruesa FinaVarondillo I a 28'8 20'6 34'0 18'3 Varondillo I b 9'9 24'6 51'3 14'0

En los depósitos del segundo evento freatomagmático se dan unas relaciones agua/magma diferentes no habiéndose constatado en ellos la presencia de facies laháricas.

Fig.4. Facies laháricas y canales de material fino

Depósito de lahar Se ha localizado en la vertiente norte del cono de Cerro Gordo, a partir de las cortas efectuadas en una cantera (Fig.5). Se trata de un depósito de 4 m de potencia media formado por una matriz fangosa, de tonos claros, que engloba clastos heterométricos (25x12 cm) de cuarcita y basalto, orientados en el sentido del flujo, así como lapillis armados, rodados y recubiertos de una película de barro, que se sitúan junto a clastos cuarcíticos rodados y facetados, tamaño grava, también empastados por barro, en la base de la formación. Se emplaza sobre unos delgados niveles de piroclastos hidromagmáticos que alternan con depósitos de caída estrombolianos. A techo del lahar se sitúa un depósito masivo de oleada piroclástica, intensamente litificada, con claros rasgos de palagonitización y oxidación hidrotermal de los líticos magmáticos que lo integran.

Fig. 5 .Depósito de Lahar en Cerro Gordo

5. CONCLUSIONES

De la investigación llevada a cabo en el complejo volcánico de Cerro Gordo-

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Barranco Varondillo, pueden extraerse las siguientes conclusiones: a) Las erupciones se inician con eventos freatomagmáticos en los que la presencia de agua líquida permite el desarrollo de facies laháricas en los depósitos de oleadas, dando lugar a formación de canales. b) Esta situación se acrecienta a medida que avanza el proceso eruptivo, propiciando una circulación de agua en el seno de los depósitos brechoides que remueven, arrastran y sedimentan internamente el material fino. c) En la siguiente etapa eruptiva se desarrollan a la vez eventos magmáticos y freatomagmáticos con depósitos intercalados en el cono de Cerro Gordo d) Coincidiendo con el final de las erupciones magmáticas se desarrolla un lahar potente aunque de corto recorrido que emplaza su depósito en la vertiente norte del cono de piroclastos de Cerro Gordo, enlazándola con el piedemonte de las sierras cuarcíticas. e) Se confirma la formación de pequeños lahares en los volcanes del Campo de Calatrava, que ya habíamos constatado en el volcán Columba. González et al. (2007)

TABLA. III. GRANULOMETRÍA DEL LAHAR

Grava % Arena % Limo % Gruesa Fina Gruesa Fina Grueso Fino 11´5 33´3 35´0 18´0 5´1 4´8

Agradecimientos Esta investigación ha sido financiada por la Junta de Comunidades de Castilla La-Mancha, en el marco del proyecto PAI07-0034-5266: Caracterización y evolución geomorfológica y paleoambiental de los volcanes monogénicos del Campo de Calatrava.Agradecemos a los Dr. José Luis. Macías (Instituto de Geofísica de la UNAM) y José Juan Zamorano (Instituto de Geografía de la UNAM) sus valiosas aportaciones en los recorridos de campo efectuados.

REFERENCIAS

Ancochea, E.(1983). Evolución espacial y temporal del volcanismo reciente de España central. UCM, Madrid, 675 pp.

González, E. Gosálvez., R, Becerra, R, Escobar, E. (2007): Actividad eruptiva holocena en el Campo de Calatrava (volcán Columba. Ciudad Real, España). En: Contribuciones al estudio del periodo Cuaternario. AEQUA, Ávila, 143 - 144

González, E. (1997): Secuencias eruptivas y formas de relieve en los volcanes del sector oriental del Campo de Calatrava (Macizo de Calatrava y flanco suroriental del domo de Almagro), Ciudad Real. En: Elementos del Medio Natural en la provincia de Ciudad Real. Cuenca, 161-200

Fig.6.Columnas de los depósitos visibles del cono de Cerro Gordo y de oleadas húmedas "Varondillo I"


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Relación entre la edad y la formación de barrancos en los volcanes basálticos monogénicos de Tenerife

J. Dóniz (1), C. Romero (2) y J. Carmona (3)

(1) Escuela de Turismo Iriarte, Universidad de La Laguna, Puerto de la Cruz, Tenerife. [email protected] (2) Dpto. Geografía. Universidad de La Laguna, La Laguna, Tenerife. (3) Dpto. Volcanología, Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC, Madrid.

Abstract Relationships between the age and the gully formation in the Tenerife´s cinder cones Usually, erosion level is higher in older volcanoes. Therefore, the age is a key factor in the evolution of the geomorphological scoria cones. But there are other factors (like the previous hydrography) that must be taken into account when cinder cones degradation is consider. In Tenerife it seems to be a direct relationship between age and gullies formation on the monogenetic cones, but regardless of age, more frequent gullies are associated to well structured hydrographic basins.

Palabras clave: geomorfología, volcán basáltico monogénico, barrancos, Tenerife, Canarias. Key words: geomorphology, cinder or scoria cone, gullies, Tenerife, Canarias.

1. INTRODUCCIÓN

Los volcanes basálticos monogénicos son resultado de fases constructivas rápidas, que oscilan entre días y años; y etapas erosivas que progresan a ritmos diferentes y durante largos intervalos temporales. Los factores principales que regulan la transformación de este tipo de volcanes son: su morfología, el tipo y distribución del material, su edad, la topografía y los rasgos del área de emplazamiento previa, el tipo y ritmo del proceso dominante y el ambiente morfoclimático. Independientemente de los factores que controlan estos cambios, la erosión de los conos se produce en dos fases diferentes (Romero, 1991). La primera, que progresa a ritmos relativamente rápidos, se origina inmediatamente después del cese de la actividad y se asocia al enfriamiento y asentamiento de los materiales. En la segunda, los cambios operados dependen mayoritariamente

del ambiente morfoclimático del área de instalación de los conos. Varios son los procesos que erosionan los volcanes y múltiples las formas que generan. Hopper y Sheridan (1998) señalan que los principales procesos son aluviales y coluviales, con formación de barrancos (Fig. 1) y taludes.

Fig. 1. Barrancos en el volcán de M. Roja.

Trabajos previos que relacionan el desmantelamiento de los volcanes con su cronología, han puesto de manifiesto que la edad de los mismos es clave en la evolución de la fisonomía de los edificios eruptivos. En este sentido, Romero y Beltrán (1999) señalan que volcanes bajo similares condiciones medioambientales están tanto

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más erosionados cuanto mayor es su edad. Asimismo, establecen que con edades similares, pero desigualmente afectados por los procesos de desmantelamiento, son las condiciones morfoclimáticas donde se emplazan los edificios eruptivos las que condicionan su grado de erosión. Por otro lado, Dóniz (2006), al estudiar la erosión de tres volcanes afectados por similares condiciones ambientales, pero de diferente edad, señala que el mayor o menor grado de desmantelamiento no sólo está en relación con la edad absoluta de cada uno de los volcanes, sino con la relación entre su emplazamiento y las características de la red hidrográfica previa. Todo esto pone de manifiesto el distinto papel que desempeña la edad de los volcanes basálticos monogénicos en el grado de erosión de los mismos. El objetivo de este trabajo es observar si la edad de los aparatos eruptivos constituye el factor clave en el mayor o menor grado de incisión torrencial de los volcanes basálticos monogénicos de Tenerife.

2. ÁREA DE ESTUDIO

Tenerife se caracteriza por una compleja historia volcánica, con la acumulación de diferentes materiales a lo largo de más de 7 m.a. En la isla se reconocen unos 297 volcanes monogénicos de naturaleza basáltica, de tamaño medio-pequeño y compuestos por depósitos de caída soldados y sueltos y coladas de lava interestratificadas (Dóniz et al., 2008). Tenerife, actualmente, no dispone de cursos de agua permanente. El drenaje de la isla se articula a partir de barrancos de cabeceras amplias y canales de desagüe estrechos, profundos y de funcionamiento esporádico. Lassituaciones de inestabilidad atmosférica que dan lugar a estas situaciones son las borrascas del NW y del SW. En Tenerife caen en torno a 300 mm/año, repartidos entre los meses de otoño y primavera. El régimen de precipita-ciones está caracterizado por el desarrollo de aguaceros violentos de gran energía e intensidad horaria. Durante este tipo de precipitaciones se

alcanzan valores superiores a los 100 mm/24 horas, y a partir de los 50 mm/día poseen repercusiones geomor-fológicas (Marzol, 1988).

3. METODOLOGÍA

La metodología utilizada está basada en el estudio morfológico de los volcanes monogénicos (cartografía topográfica 1:10.000, geológica 1:25.000, fotografía aérea 1:18.000 y trabajo de campo). Para la caracterización morfológica de estos volcanes se han utilizado también análisis morfométricos, tanto referidos a los conos volcánicos (Wood, 1980; Dohrenwend et al., 1986) como a las redes hidrográficas (Strahler, 1988).

4. RESULTADOS

Sólo 43 volcanes están datados, que suponen el 14.48% de la isla (Fig. 2). De éstos, 30 conos (69.77%) se han generado en los últimos 10Ka (Holocenos) y los 13 restantes (30.23%) son pleistocenos.

Fig. 2. Volcanes datados de Tenerife (Fuente: Carracedo 2006).

Teniendo en cuenta que los procesos de transformación morfológica más efectivos sobre los volcanes están asociados al desarrollo de eventos torrenciales, (Dóniz y Romero, 2007); en este trabajo se establecen las relaciones existentes entre los barrancos que se labran sobre los 43 conos datados. Solo el 39.54% de estos volcanes están incididos por barrancos. Ahora bien, más del 84.62% de los conos de edad


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pleistocena están afectados por barrancos, frente a sólo el 20% de los holocenos. Ello significa que los conos holocenos sin barrancos suponen el 80%, mientras que los pleistocenos apenas alcanzan el 15.38% (Dóniz y Romero, 2007). Por lo tanto, en principio, los volcanes parecen estar tanto más incididos torrencialmente cuanto mayor es su edad. La red de drenaje de los edificios datados con incisiones está constituida por un total de 70 cauces con un promedio de 4.1 barrancos/cono. No existen diferencias entre el número total de talweg labrados en los dorsos y en los cráteres de los conos. Ahora bien, la importancia hidromorfológica de ambos grupos de barrancos no es igual, pues el 94.1% de los volcanes incididos cuentan con cauces en sus cráteres, articulándose como cuencas de recepción centrípetas con órdenes máximos de 2 y densidades de drenaje superiores a los flancos, lo cual es importante dada la superficie total de estos sectores. La distribución de los cauces sobre los dorsos no es siempre radial y en ningún caso llega a constituir una red jerarquizada, pues no superan nunca el orden 1. La mayoría de los barrancos de los flancos se disponen sobre las vertientes de desniveles más acusados, generándose redes asimétricas de disposición paralela. La asimetría de la morfología de los aparatos eruptivos causada por los barrancos se acentúa en las áreas de emplazamiento de los conos con fuertes pendientes y en sectores de divisoria de aguas y se atenúa en sectores de escaso o nulo desnivel, o en los lugares caracterizados por su carácter arreico como resultado de la actividad volcánica reciente.

5. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Algunos autores, como Wood (1980) y Dohrenwend et al., (1986) señalan que a medida que se incrementa la edad del volcán también lo hace la erosión del

mismo, por lo que tiende a disminuir la altura (Hco), la pendiente, el volumen y la profundidad del cráter (Dcr) y a aumentar el diámetro del cono (Wco=diámetro mayor/diámetro menor) y del cráter (Wcr= diámetro mayor/diámetro menor). Las correlaciones Hco/Wco y Dcr/Wcr son tanto mayores cuanto más recientes son los conos de escoria; la correlación entre el Wcr/Wco evoluciona a la inversa, Wood (1980). El estudio morfométrico de estos volcanes por intervalos de edad (Tabla 1), pone de manifiesto que dichas correlaciones no evolucionan en Tenerife según los postulados enunciados por Wood, pues las correlaciones Hco/Wco y Dcr/Wcr

evolucionan a la inversa.

TABLA I. CORRELACIONES MORFOMÉTRICAS.

Edad Conos % Hco/Wco Wcr/Wco Dcr/Wcr

Holoceno 30 69.78 0.18 0.62 0.24 Pleistoceno 13 30.22 0.20 0.51 0.31 Total 43 100 0.19 0.57 0.27

Aunque los volcanes con mayor nivel de incisión son los de edad pleistocena (número de cauces entre 5 y 12), la degradación de los volcanes analizados de Tenerife no parece depender sólo del tiempo transcurrido desde su formación. En este sentido, se observa que todos los volcanes pleistocenos y muy abarrancados (Tierra Trigo, Birmagen. M. Gorda, Alto, Enmedio y Media Montaña) están siempre emplazados en la divisoria de aguas entre grandes cuencas hidrográficas de órdenes 4 y 5. No obstante, hay que tener en cuenta que existen volcanes pleistocenos de mayor edad y de menor grado de incisión (entre 1 y 4 barrancos) emplazados en el interior de cuencas de menor rango jerárquico (Vallado, Aregume, Palmar). Así mismo, existen volcanes holocenos (Chío, Horca, Cascajo) con el mismo número de barrancos que conos de edad

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pleistocena (Liferfe, Banco, Cueva Ratón). Todo ello pone de manifiesto el papel fundamental del área de emplazamiento de los volcanes en la remodelación torrencial de los mismos (Dóniz y Romero 2007).

6. CONCLUSIONES

Evidentemente esto se debe a los diferentes sistemas morfogenéticos (húmedos, alta montaña, áridos...) propios de las áreas concretas de emplazamiento de los volcanes, que no todos son igual de activos, a diferencia de las vecinas regiones macaronésicas, donde al estar todos los volcanes bajos situaciones ambientales homogéneas, éstas no constituyen un factor diferenciador del distinto grado de incisión torrencial de los volcanes. Por tanto, aunque la edad de los volcanes constituye un factor clave en su grado de remodelación torrencial, en éste intervienen también otro tipo de factores, de modo que el ritmo y evolución del desmantelamiento de los volcanes monogénicos depende de la combinación de los mismos.

REFERENCIAS

Carracedo, J. (2006). Los volcanes del Parque Nacional del Teide. OAPN, Madrid, 388 pp.

Dohrenwed, J., Wells, S. y Turrin, B. (1986). Degradation of Quaternary cinder cones in the Cima volcanic field, Mojave Desert, California. Geol. Soc. Am. Bull., 97, 421-427.

Dóniz, J. (2006). Estudio de la erosión de los volcanes basálticos monogénicos de El Cerrillar, Guamasa y Enmedio, en el Parque Nacional de Las Cañadas del Teide (Tenerife, Canarias, España). Boletín AGE, 42, 285-301.

Dóniz, J. y Romero, C. (2007). Gully erosion on cinder cones of Tenerife (Canary Islands, Spain). En Casalí, J y Giménez, R. (eds). Progress in gully erosion research. Universidad Pública de Pamplona, 40-41.

Dóniz, J., Romero, C., Coello, E., Guillén, C., Sánchez, N., García-Cacho, L. y García, A. (2008). Morphological and statistical characterization of recent mafic volcanism on Tenerife (Canary Islands, Spain). J. Volcanol. Geother. Res., 173 (3-4), 185-195..

Hooper, D. y Sheridan, M. (1998). Computer-simulation models of scoria cone degradation. J. Volcanol. Geother. Res., 83, 241-267.

Marzol, V. (1988). La lluvia: un recurso natural para Canarias. Cajacanarias, S/C Tenerife, 220 pp.

Romero, C. (1991). Las Manifestaciones volcánicas históricas de Canarias.Gobierno de Canarias. Santa Cruz de Tenerife, 1463 pp.

Romero, C. y Beltrán, E. (1999). Volcanes de El Chinyero y Garachico: caracteres geomorfológicos y biogeográficos. En Dorta, P., Beltrán, E. y Yanes, A. (eds). XIV Jornadas de campo de geografía física. S/C Tenerife, Dpto. de Geografía, 57-64.

Strahler, A. (1988). Geografía Física.Ediciones Omega, Barcelona, 629 pp.

Wood, C. (1980). Morphometric analysis of cinder cone degradation. J. Volcanol. Geother. Res., 8, 137-160.


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Estudio geomorfológico del volcán basáltico monogénico de Orchilla (El Hierro, Canarias)

J. Dóniz Páez (1) y R. Becerra Ramírez (2)

(1) Escuela de Turismo Iriarte, Universidad de La Laguna, Puerto de la Cruz, Tenerife. [email protected] (2) Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio. Univ. de Castilla La Mancha. [email protected]

Abstract Geomorphological study of the Orchilla cinder cone (El Hierro, Canary Islands). The eruption of Orchilla represents one of the best examples of recent basaltic volcanism in El Hierro Island. During this eruption, a lot of volcanic vents were constructed with explosives dynamics and effusive behaviours. This vents emitted pyroclastic material which covered the previous cinder cones and lava flows that had contributed to the formation of “isla baja” of Orchilla. This morphovolcanic complex posses peculiar morphologic elements to be considered by themselves a Natural Monument.

Palabras clave: geomorfología, volcán basáltico monogénico, El Hierro, Canarias. Key words: geomorphology, cinder cone, El Hierro, Canary Islands.

1. INTRODUCCIÓN

Los paisajes volcánicos de reciente creación ofrecen una oportunidad única para estudiar los rasgos morfológicos originales de los conjuntos volcánicos, al mismo tiempo que permiten valorar las repercusiones fisonómicas de los iniciales procesos de desmantelamiento. Esto permite, por un lado, establecer la dinámica morfoeruptiva de los volcanes y, por otro, analizar la evolución geomorfológica de los mismos. La diversidad de formas y procesos reconocidos en el volcán de Orchilla (cartografía topográfica 1:25.000, geológica 1: 25.000, fotografía aérea 1:18.000 y trabajo de campo) lo convierten en un verdadero laboratorio natural para estudiar las formas y los procesos volcánicos generados durante las erupciones basálticas monogénicas emplazadas en la costa de una isla oceánica volcánica subtropical. En líneas generales, lo más llamativo de la erupción de Orhilla es: el conjunto volcánico doble que se edificó, los depósitos de spatter (coneletes, hornitos, etc.), los importantes derrames lávicos

con morfologías superficiales diversas y, además, los procesos y formas de erosión y acumulación (eólicos, dinámica de vertiente y torrenciales) que afectan al aparato volcánico y a sus coladas de lava. En este trabajo se presentan los primeros resultados morfológicos sistemáticos de este sector de la isla. El objetivo es caracterizar, desde el punto de vista morfovolcánico, cada uno de los elementos, formas y procesos en el contexto de la erupción.

2. ÁREA DE ESTUDIO

La isla de El Hierro es la más pequeña de Canarias (280 km2) y su principal característica es la juventud geológica. La isla cuenta con unos 174 volcanes basálticos monogénicos cuaternarios, que conservan sus rasgos morfológicos originales, Guillén (2004). En el sector de Orchilla, ubicado en el campo volcánico occidental de El Hierro, se localiza el conjunto eruptivo de Orchilla (Fig. 1). Este campo cuenta con el menor número de volcanes monogénicos (33 conos); éstos se relacionan con el volcanismo holoceno

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y subhistórico de la isla, contribuyen a la formación de las plataformas lávicas litorales, corresponden al volcanismo postacantilamiento reciente de la isla, se articulan según directrices ENE-WSW, poseen rasgos morfológicos diferentes (conos anulares, abiertos en herradura, múltiples...), Becerra et al. (2007) y envergaduras que oscilan entre conos de tamaño mediano hasta los de muy pequeño tamaño, Guillén (2004).

Fig. 1. Localización del área de estudio.

3. RESULTADOS

El acantilado en el sector occidental de La Dehesa es interrumpido por la formación de la isla baja de Orchilla. Las lavas saltan y sepultan el antiguo cantil convirtiéndolo en un acantilado inactivo, donde todavía hoy se aprecia su trazado. La isla baja se prolonga a lo largo de unos 3 km de longitud desde la playa de Los Negros, al SW, hasta la laja de Orchilla, al NE, y supone un avance de la línea de costa de 2 km. El volcán de Orchilla, que representa la máxima cota de la isla baja y el elemento morfológico más emblemático de este sector, tan sólo imprimió retoques parciales en la construcción de isla baja y en la prolongación de la actual línea de costa, ya que la erupción fue posterior a la formación de la misma; siendo máximos responsables de su construcción los volcanes de montaña Toscones, Caldereta Tabaibal Manso, Quemada, etc.

La erupción de Orchilla se desarrolló en el cruce de varias fracturas, una principal NNE-SSW y otra secundaria NNW-SSE, generando un conjunto eruptivo complejo en el que se pueden individualizar: el edificio principal múltiple de morfología anular; todo el conjunto de hornitos y coneletes escoriáceos que se prolongan hacia el NE del cono principal y los que orlan su base suroriental y sus diferentes derrames lávicos.

Los edificios volcánicos La erupción de Orchilla generó varios edificios volcánicos de dinámicas eruptivas, morfologías y envergaduras diferentes.

3.1.a El edificio principal múltipleEl cono principal muestra una planta subcircular de morfología anular asimétrica, ligeramente alargada en dirección NE-SW y dos cráteres cerrados de diferente envergadura. El edificio posee una altura de unos 190 m y un diámetro mayor y menor de 576 m y 379 m respectivamente. El cráter mayor, localizado hacia el SW, posee unos 160 metros de diámetro y unos 70 m de profundidad, mientras que la segunda boca eruptiva, ubica hacia el NE, disponen de dimensiones inferiores con unos 100 m de diámetro mayor y unos 50 m de profundidad. Se trata de un cono compuesto por materiales de proyección aérea (lapilli, bombas, cenizas, escorias, jirones, plastrones...) y algunas coladas de lava interestratificadas. En líneas generales, el cono presenta una forma simple tan sólo interrumpida por la presencia de construcciones menores. El rasgo morfológico más llamativo son sus dos cráteres anulares (Fig 2). El principal está compuesto por escorias, plastrones y escasa presencia de lapilli, con entrantes y salientes y en el que se reconocen varios niveles estructurales que indican diferentes


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momentos explosivos; incluso se reconoce un embudo de explosión anidado que marca el final de la actividad en esta boca eruptiva.

Fig. 2. Volcán de Orchilla con cráteres principales.

El cráter menor, es menos complejo morfodinámicamente que la anterior. Esta compuesto por piroclastos, con un mayor predominio de lapilli y también se reconocen los diferentes entrantes y salientes y los niveles estructurales. Por sus menores dimensiones, por su fondo menos en embudo, por el aspecto menos joven y por el mayor predominio de lapilli, posiblemente procedente de la última fase explosiva del cráter principal, es posible afirmar que su actividad cesó antes que en el cráter mayor, lo que no implica que pudiesen funcionar de forma coetánea. Estos rasgos geomorfológicos indican dinámicas eruptivas de tipo explosivo, aunque la presencia de coladas es un indicio de que se produjeron derrames lávicos procedentes de los cráteres. En general, los procesos de modelado que más repercusiones morfológicas imprimen en el edificio principal y en los cráteres son los de dinámica de vertiente, con presencia de conos y taludes de derrubios que tapian sus paredes y los eólicos con la formación de ripples y pequeñas dunas. En menor medida están los asociados a la escorrentía superficial, con presencia de pequeños barrancos y debris flows.

3.1.b Los edificios menoresSe trata de una docena de construcciones escoriáceas cuya

impronta en el paisaje es poco significativa, pero de gran importancia morfovolcánica. Estos pequeños volcanes se edifican a partir de aglutinados de escorias, jirones y plastrones de lava fuertemente soldados entre si (spatter). Este hecho determina que todos ellos posean rasgos morfológicos muy semejantes, pero con variaciones específicas fruto de su particular historia eruptiva, reflejándose tanto en su tamaño como en su morfología de detalle. Es necesario diferenciar los coneletes que orlan la base suroriental del cono principal, de la fisura de hornitos y coneletes nororiental. Los primeros se gestan a partir de una fractura de rumbo NNW-SSE, que coincide con la directriz secundaria que construyó el volcán de Orchilla, pueden alcanzar los 20-25 metros de altura, poseen plantas circulares y de morfología anular, están construidos por plastrones soldados y poseen fondos planos recubiertos por lapilli, posiblemente procedente de la fase final explosiva del cráter mayor del cono principal, lo que indica que su construcción fue previa a la de la boca eruptiva. Desde sus bases se abren fisuras por las que se emiten coladas de lavas pahoehoe, de escasa potencia, con numerosos tubos y canales y con una gran gama morfológica de detalle (cordadas, tripas, drapeadas, etc.). Los segundos se articulan en torno a una fractura de rumbo NNE-SSW, que coincide con la principal del edificio mayor de Orchilla, de unos 500 m y en la que se reconocen unos ocho edificios menores, uno de ellos es un conelete y el resto son hornitos con raíz. Todos poseen dimensiones menores que los anteriores, con alturas máximas de 15 m. La fractura salva un desnivel de unos 100 metros y esto se refleja en la especialización dinámica de sus bocas eruptivas. Los cráteres ubicados a mayor altura se centran en procesos de desgasificación con emisión de

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productos tipo spatter que van edificando los hornitos y coneletes anulares o abiertos en herradura; mientras que los emplazados a menor cota, se especializan en la emisión de lavas, de manera que es habitual la asociación boca-canal y/o tubo volcánico. Todas estas edificaciones desarrollaron comportamientos de carácter efusivo, con la emisión de lavas muy fluidas de morfología pahoehoe, por lo que se configuran como los verdaderos centros de emisión lávica de la erupción. Por sus menores dimensiones, los procesos de modelado son menos visibles, aunque se reconocen los propios de la dinámica de vertiente.

Las coladas de lava Las emisiones de lava se producen, casi exclusivamente, desde los hornitos y coneletes de spatter. En conjunto, la erupción emitió volúmenes lávicos importantes que se dirigieron hacia al NE-E-SE y S, a favor de la máxima pendiente y alcanzando el mar, donde en la actualidad, junto con las restantes emisiones de los volcanes previos, están acantiladas. En general, la morfología superficial de las lavas es pahoehoe, aunque puntualmente y por evolución de éstas, se reconocen morfologías más caóticas tipo aa. La diversidad de formas pahoehoe es el rasgo más característico, reconociéndose tubos, jameos, canales, cordadas, drapeadas, bulbosas, tripas, etc. Internamente, se puede observar múltiples coladas de lavas de escasa potencia, de lo que se deduce que la emisión fue continua y repetitiva a lo largo de la erupción. En la actualidad los rasgos más significativos desde el punto de vista del modelado son la presencia de un barranco (Estancadero) en el sector NE del campo lávico, que evacua las aguas procedentes del sector de la Dehesa y que tapiza parcialmente la superficie

lávica de depósitos aluviales y el acantilamiento de las mismas.


El conjunto de Orchilla constituye uno de los mejores ejemplos de volcanismo basáltico reciente de la isla de El Hierro, junto a otros: Restinga o Tamaduste, Dóniz et al. (2005). La erupción generó un conjunto de formas variadas propias de dinámicas distintas. El volcán principal es fruto de comportamientos de tipo estromboliano violento, mientras que los hornitos y coneletes responden a dinámicas de tipo hawaiano, con etapas de fuente lávica. Este hecho supone una especialización dinámica de los cráteres, propia de erupciones con cierta complejidad morfoeruptiva. En la actualidad el volcán está dentro de ENP del Parque Rural de Frontera, pero posee elementos geomorfológicos singulares y de gran valor paisajístico, para constituir un Monumento Natural.

REFERENCIAS

Becerra, R., Guillén, C. Dóniz, J. (2007).Erupción basáltica fisural al NE del volcán monogénico de Orchilla, El Hierro, Canarias. Caracteres geomorfo-lógicos. En Lario, J. y Silva, G. (eds). Contribuciones al estudio del período cuaternario, Aequa, Ávila, 133-134.

Dóniz, J., Beltrán, E. y Romero, C. (2005). Geomorphic and biogeographical diversity in volcanic coastal areas: Tamaduste (Hierro, Canary Islands). Forum, Unesco, 141-149.

Guillén, C. (2004). Morfometría de los conos basálticos monogénicos de El Hierro. Trabajo de fin de curso, inédito, Anexo cartográfico + 47 p.


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El karst de la Sierra de Pela: un interfluvio como relieve invertido (Sistema Central)

A. García de la Vega (1)

(1) Universidad Alfonso X el Sabio. [email protected]

Abstract The Karst in the Sierra de Pela: an interstream area resulting from a relief inversion (Spanish Sistema Central)This paper aims at showing the morphostructural conditions that determine the basin slope dissymmetry, placed in a limestone plateau. On the North-Eastern edge of the Sistema Central, Sierra de Pela is placed on the borderline of the basement. This synclinal limestone plateau, located at a lesser altitude than other close quartz ranges, towers as an interstream area between the basins of the rivers Duero and Tajo. In fact, the rivers that spring out in the plateau flow on through the quartz and slate ranges of higher altitude. Therefore, the fluvial modeling erodes and moulds again the karst landforms overlooking the synclinal limestone plateau. The origin of this dissymmetry is the fault network that isolates this plateau and tilts the range bloc towards the south.

Palabras clave: condicionantes morfoestructurales, karst, interfluvio, relieve invertido. Key words: morphostructural conditions, karst, interstream area, relief inversion.

1. INTRODUCCIÓN

La Sierra de Pela constituye la cobertera mesozoica nororiental del Sistema Central, zona de desarrollo de un karst en el borde del zócalo paleozoico. Los condicionantes morfoestructurales y, en consecuencia, los hidrográficos, intervienen de manera decisiva en la definición de un interfluvio kárstico retocado por la erosión fluvial. Desde la perspectiva morfoestructural, estricta y fisiográficamente, la Sierra de Pela corresponde al borde septentrional en escarpe de falla de un extenso sinclinal que forma un páramo calcáreo. En este trabajo se establecen las líneas morfoestructurales dominantes que definen esta unidad geomorfológica. De este modo, el pautado litotectónico condiciona un relieve invertido, donde se desarrolla un karst cercenado por el modelado fluvial. El resultado geomorfológico lo atestiguan pequeñas hoces de origen fluviokárstico.

2. LA ESTRUCTURA SINCLINAL COMO RELIEVE INVERTIDO

En la Península Ibérica se pueden observar numerosos sinclinales que constituyen un relieve invertido. La singularidad de la Sierra de Pela radica, no sólo en ser una estructura sinclinal que origina un relieve invertido, sino en constituir el interfluvio de menor altitud en el sector oriental del Sistema Central. Birot y Solé (1954) consideraron que el bloque constituido por la sierras de Pela y Alto Rey basculó, de manera similar al bloque de Riaza-Tamajón. En efecto, en ambos bloques, este basculamiento meridional generó una disimetría de vertientes entre los sistemas fluviales de las cuencas de los ríos Duero y Tajo. Este hecho se comprueba al comparar el desarrollo lineal y la incisión fluvial de las cabeceras de los afluentes del Henares y

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del río Jarama frente a los tributarios del margen izquierdo del río Duero. Las consecuencias morfológicas se constatan en los portillos abiertos por la red fluvial de los ríos Cañamares, Bornova y Sorbe en las alineaciones cuarcíticas, como sucede en la Sierra de Alto Rey, que alcanza los 1.850 m (García de la Vega, 1994).

2.1. La fracturación en la definición morfoestructural de la Sierra de Pela En los últimos estudios sobre la geología del Sistema Central se ofrece una interpretación de las estructuras alpinas compresivas. Muñoz Martín et al. (2004) establecen un régimen tectónico compresivo en el sector oriental del Sistema Central, cuyo mecanismo de deformación interviene en el basamento. Asimismo, De Vicente et al. (1994 y 2004) resaltan los cabalgamientos NO-SE y las fallas inversas de dirección NE. De este modo, las dos principales líneas de falla que delimitan el páramo de la Sierra de Pela, Somolinos, Retortillo y Cabras, confieren unidad al páramo. También se aprecian cuantiosas fallas transversales a ellas, mucho más cortas pero muy numerosas, que precipitan tanto los procesos del modelado kárstico como la incisión fluvial. La falla de Somolinos, que presenta una dirección NO-SE, origina el escarpe de falla en el borde septentrional del páramo calcáreo. Dicha falla, en su prolongación suroriental, también ha fracturado el páramo por la mitad. Precisamente, este desgarre genera el desarrollo del relieve invertido, pues la combe de Tiermes, localizada al Norte de este escarpe, ofrece un conjunto de crestas a menor altitud en dirección a las parameras de la cuenca del Duero (García de la Vega, 2001). La falla normal de Retortillo, arrumbada hacia NE, corresponde a un escarpe que delimita el sector oriental de materiales jurásicos del páramo de la Sierra de

Pela. Al igual que la anterior, sobresale por encima de las crestas de la combe, aunque en su extremo enlaza con las citadas parameras. La falla de Cabras, sita en el extremo occidental, muestra una dirección NE-SO, que corresponde a una falla inversa en el contacto tectónico entre el zócalo y la cobertera. Así, los bloques de Riaza se alzan sobre el páramo. Las formas endokársticas, ocultas en el páramo, se manifiestan en los bordes tectónicos del páramo a través de las fuentes.

2.2. El dominio calcáreo en el karst de la Sierra de Pela Al igual que sucede en otros lugares del dominio mediterráneo, el desarrollo del modelado kárstico viene condicionado por tres factores: la morfoestructura sinclinal, la litología calcáreo-dolomítica y el entramado tectónico. De esta manera, las formas kársticas más expresivas de la Sierra de Pela se localizan en el sector axial del sinclinal, como consecuencia de la conjunción de la tectónica y los niveles litológicos calcáreo-dolomíticos. En cuanto al roquedo, se destacan tres factores: la naturaleza y diversidad de la litología calcárea karstificable, el suficiente espesor y la alternante estratificación. El estudio del karst del centro peninsular realizado por Barea et al., (2002) revela un mayor desarrollo de la karstificación en el piso superior de las dolomías cretácicas frente al inferior dominado por las calizas. La Sierra de Pela muestra dos ámbitos litológicos bien diferenciados: uno occidental, donde afloran 300m, s. l., de calizas y dolomías del Cretácico; otro oriental, en el que dominan los 200m de las carniolas, dolomías y calizas tableadas del Jurásico. Ambos ámbitos poseen, como nivel impermeable de base, las arcillas y yesos del Keuper,


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Fig. 1. Las principales líneas tectónicas de la Sierra de Pela y los materiales de los sectores occidental y oriental del páramo. Localización de las tres cuencas fluviales principales que hienden las sierras de cuarcitas meridionales.

que constituyen un notable espesor. Asimismo, en la cumbre de la Sierra de Pela aflora una formación detrítica miocena, que interfiere en la recarga del nivel freático del complejo kárstico. De hecho, en la cumbre del páramo se originan las más elevadas surgencias temporales, al constituir el primer nivel de infiltración de las precipitaciones. En cuanto al entramado tectónico, Ford y Williams (1989) resaltaron la importancia de los planos de estratificación, diaclasas y fallas en el desarrollo de un karst. En primer lugar, las citadas fallas que definen la unidad morfoestructural, Somolinos y Cabras, intervienen como ejes canalizadores del desarrollo endokárstico oculto. De hecho, en dichas líneas tectónicas aparecen las principales surgencias del páramo, e incluso algunos depósitos tobáceos del mismo. Además, estos caudalosos manantiales constituyen el nacimiento de los ríos cuya cabecera se ubica en el páramo. En segundo lugar, tales fallas poseen un entramado tectónico asociado, que ha favorecido la generación de formas exokársticas, como son las dolinas, las

simas y los lapiaces. Todas estas formas se localizan en los lugares de mayor fracturación y flexión tectónica, esto es, en la charnela sinclinal y en los bordes tectónicos.

3. UN RELIEVE KARSTIFICADO COMO INTERFLUVIO

La singularidad de la Sierra de Pela y su páramo karstificado reside en constituir el interfluvio, a 1.500 m de altitud, entre las cuencas del Duero y Tajo, aún cuando existen sierras de cuarcitas con altitudes superiores a los 1.800 m.

3.1. La complejidad de un interfluvio Martínez de Pisón (1996) esbozó la compleja evolución del concepto de interfluvio, sobre todo, por cuanto las principales alineaciones montañosas no constituyen necesariamente las divisorias. Tal como señalamos al principio, el basculamiento meridional del bloque formado por las sierras de Pela y Alto Rey ha sido, junto con el hundimiento de la fosa del Tajo respecto a la del Duero, el condicionante mayor en el

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desarrollo de los respectivos sistemas fluviales. Buena prueba de ello son los 200m de altitud diferencial en el lugar donde desaguan los tributarios a sus respectivos colectores principales entre ambas cuencas. Además, los tributarios del sistema Henares-Jarama, afluente del Tajo, duplican la longitud de los afluentes de la margen izquierda del Duero, en este sector.

3.2. Las formas kársticas modificadas por la erosión fluvial Las formas kársticas de erosión y acumulación, que caracterizan este páramo de la Sierra de Pela, han sido transformadas por la erosión fluvial. De este modo, los principales barrancos del páramo corresponden a valles secos que hienden el páramo y que se alimentan de algunas exsurgencias. Por tanto, la morfología resultante de esta disimetría de vertientes se expresa en las escasas incisiones fluviales en el escarpe de la Sierra de Pela, en tanto que el sistema del Tajo hiende el páramo por medio de pequeños, aunque profundos, hocinos de génesis kárstica en su origen y fluvial en su desarrollo.

4. CONSIDERACIONES FINALES La dinámica morfoestructural y el entramado litotectónico han originado un relieve invertido en el sector de cobertera nororiental del Sistema Central, la Sierra de Pela. Un páramo calcáreo definido por la falla que genera su escarpe septentrional, que provoca un basculamiento del conjunto de bloques hacia el Sur. El resultado morfológico más evidente lo proporciona la incisión fluvial de las formas kársticas del páramo y los portillos abiertos en los sierras de cuarcitas próximas de mayor altitud.

Agradecimientos A Esther de Andrés, por la corrección y la traducción al inglés. Y a Xavier Sánchez-Vila por las sugerencias para mejorar el texto definitivo.

REFERENCIAS Barea, J. et al. (2002). Desarrollo del karst

versus litoestratigrafía en los bordes norte y sur del Sistema Central español, Boletín Geológico y Minero, 113 (2), 155-164.

Birot, P. y Solé Sabarís, L. (1954). Investigaciones sobre la morfología de la Cordillera Central española. Inst. J. S. Elcano, CSIC, Madrid, 87 pp.

De Vicente, G. et al. (1994). Evolución y estructuras alpinas en la zona centro peninsular, Cuadernos do Laboratorio Xeolóxico de Laxe, 19, 175-190

De Vicente, G. et al. (2004). El Sistema Central, en Geología de España (J.A. Vera, ed.), SGE-IGME, Madrid, pp. 621-625.

Ford, D. y Williams, P. (1989). Karst geomorphology and hydrology, Unwin Hyman Ltd., London, 601 pp.

García de la Vega, A. (1994). Estudio geomorfológico de la Sierra de Alto Rey y su piedemonte (sector oriental del Sistema Central, Guadalajara), Ería, 33, 5-24.

García de la Vega, A. (2001). Evolución morfoestructural de la combe de Tiermes. En Manero, F. (Coord.): Espacio natural y dinámicas territoriales. Universidad de Valladolid, 83-94.

Martínez de Pisón, E. (1996). El origen de la inserción de la Geomorfología en la Geografía, Ería, 39-40, 50-55.

Martín Muñoz, A. et al. (2004). La estructura de la corteza del Antepaís Ibérico, en Geología de España (J.A. Vera, ed.), SGE-IGME, Madrid, pp. 592-597.

Sweeting, M. (1972). Karst Landforms.Macmillan, London, 362 pp.


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El paleokarst costero de Asnarre (Urdaibai, Bizkaia)

A. Aranburu (1), L. Damas-Mollá (1), P. García-Garmilla (1), E. Iriarte (2), M. Jiménez (3), I. Yusta (1), M. Arriolabengoa (1) y P. Iridoy (1)

(1) Dpto. Mineralogía y Petrología, Facultad de Ciencia y Tecnología, UPV/EHU, Ap. 644-Bilbao. [email protected]

(2) Dpto. Ciencia e Ingeniería del Terreno y los Materiales. E.T.S. Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos. Universidad de Cantabria. Avda. Los Castros s/n, 39005 Santander.

(3) Departamento de Geologia, Area de Geodinamica Externa. C/ Arias de Velasco, s/n. 33005 Oviedo

Abstract Coastal paleokarst of Asnarre (Urdaibai, Bizkaia)

The calcareous massifs close to the Biscay coast, such as those of Ogoño and Bermeo, show a peculiar modeling. The Ogoño massif exhibits a subhorizontal top at 273-305 m in altitude which beheads the subvertical bedding in limestones and whose elevation coincides with the main peaks in the Urdaibai area. The lack of the typical conical shape can be the result of the limited development of the calcareous horizon, which is surrounded by siliciclastic materials. The horizontal platform of Bermeo-Mundaka and perhaps the Asnarre headland both placed at 50-60 m in altitude, show features indicative of marine erosion; that is to say, an emerged tidal flat which coincides in elevation with those of Uribe-Kosta (Bizkaia) and Castro-Urdiales (Cantabria). The aim of this work is to describe the palaeokarstic net outcropped at Asnarre headland, as well as its different infilling stages associated.

Palabras clave: paleokarst, mezcla de aguas, Urdaibai. Key words: palaeokarst, mixing water, Urdaibai.

1. INTRODUCCIÓN En la Reserva de la Biosfera de Urdaibai, situada a 40 km al NE de Bilbao (Fig. 1A), los rasgos geomorfológicos que dominan son de tipo kárstico frente a los rasgos litorales (rasa) y fluviales (erosión del valle y terrazas), que muestran un menor desarrollo. Se trata de un modelado kárstico a gran escala que afecta principalmente a calizas urgonianas (Aptiense-Albiense) y que se caracteriza por presentar grandes dolinas irregulares formadas a partir de una superficie de erosión y relievesrelictos de tipo pinacular, cónicos o incluso hemiesféricos, más o menos aislados, y de cotas similares.Este modelado kárstico recuerda al “karst poligonal” típico de regiones húmedas

Fig.1.- A. Localización geográfica de la reserva de Urdaibai; B.Comparación de cotas de las rasas de Ogoño y Asnarre; C. Mapa geológico del sector de Laga - Cabo Ogoño (Bizkaia).

templadas y tropicales (Williams 1971, 1972), generado por disolución a partir de una superficie cuya cota, en el caso

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de Urdaibai, se sitúa entre los 400 m. al sur y los 300 m. en la costa. Macizos calcáreos cercanos al mar, como pueden ser Ogoño y Bermeo, ofrecen un modelado distinto. El de Ogoño (Fig. 1), con techo subhorizontal a 273-305 m. que decapita la estratificación subvertical de las calizas, coincide en cota con las cimas del entorno de Urdaibai, pero la ausencia de la forma cónica característica puede deberse al escaso desarrollo del nivel calcáreo (rodeado de materiales siliciclásticos) (Fig. 1B). La plataforma horizontal de Bermeo-Mundaka, y quizá también el promontorio de Asnarre (Fig. 1B), situados en torno a los 50-60 m. de altitud, presentan rasgos de erosión marina (rasa mareal emergida), coincidiendo en cota con otras rasas del Cantábrico oriental como la presente en Uribe-Kosta (Bizkaia) y Castro-Urdiales (Cantabria). El presente trabajo tiene como objetivo describir la red paleokárstica que aflora en el promontorio de Asnarre, así como sus distintas fases de relleno sedimentario.

2. EL PALEOKARST DE ASNARRE

El promontorio de Asnarre está compuesto por una unidad carbonatada, la Formación Acantilado de Otoio (Agirrezabala, 1996), de edad Aptiense superior-Albiense inferior. Presenta una dirección N-S y buzamiento subvertical. Limitadas en la base por unidades siliciclásticas y a techo por unidades margosas, las calizas de dicha Formación alcanzan una potencia estratigráfica de 55 m. (Agirrezabala, 1996) (Fig. 1C). La erosión diferencial y el desplome gravitacional han permitido que el paleokarst, hoy inactivo, generado en el interior del macizo calizo quedara expuesto a lo largo de un escarpe de aproximadamente 50 m., observándose

en él los rasgos que describimos a continuación.

Control Estructural La disolución kárstica de Asnarre sigue una clara directriz estructural. El fuerte diaclasado generado a favor de las direcciones N60ºE (56/150) y N70ºE (50/340), perpendiculares a la estratificación (85/90), condicionó el desarrollo de los conductos de infiltración de agua y la formación de galerías en las zonas de intersección de diaclasas (Fig. 2 A y B).

Paleokarst freático-vadoso A lo largo del escarpe se distinguen dos niveles de galerías subhorizontales de dimensiones métricas, carácter freático, y dirección E-W (paralelas a la línea de costa), con un desarrollo horizontal mínimo de 50 m. Estas galerías se localizan a 5 y 20 m. sobre el nivel del mar actual (Fig. 2 A y B), siendo las galerías del nivel más alto (20 m.) las que mejor afloran. Estos niveles freáticos están separados en la vertical por conductos vadosos generados a favor de la disolución de diaclasas.

3. EL RELLENO DEL PALEOKARST DE ASNARRE

El relleno sedimentario del paleokarst presenta una doble naturaleza detrítica (siliciclástica) y química (calcita). En las cavidades de mayor desarrollo el relleno detrítico queda confinado en la parte basal, mientras que el precipitado químico colmata las cavidades y fisuras. Esta secuencia sedimentaria puede verse repetida hasta cinco veces en la vertical, evidenciando un relleno polifásico de las cavidades (Figs. 2 C y D).

Sedimentos detríticos Están constituidos por

ortoconglomerados polimícticos con matriz arenosa y algunos fragmentos calizos angulosos producidos por la caída gravitacional de la pared. Los


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niveles aparecen con disposición subhorizontal y están cementados por calcita. El diámetro medio de los cantos, es de 20 cm. (si bien varían entre 3 y 50 cm.), predominan las formas cilíndricas, están bien redondeados y son de naturaleza siliciclástica (cuarciarenitas, limolitas, cuarcitas y ofitas, principalmente). Su carácter alóctono, su presencia exclusiva en las galerías freáticas y la ausencia de fósiles marinos en la matriz arenosa que los engloba apuntan a un origen fluvio-kárstico para el depósito de los mismos (karst alogénico, Lauritzen 1990).

Sedimentos químicos Marcan el cese de los aportes detríticos tractivos. Se distinguen distintos tipos de espeleotemas como coladas, estalagmitas, estalactitas y columnas, si bien los sedimentos detríticos están siempre fosilizados por coladas que cementan los sedimentos infrayacentes, formando un depósito laminado, en ocasiones con cicatrices erosivas internas, que se adapta a los cantos. La formación de coladas es sucedida por formas de goteo como estalactitas y estalagmitas.

Fig. 2. Karst de Asnarre: A y B. Galerías del karst freático; C y D. Relleno polifásico de las fisuras.

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4. CONCLUSIONES

a) El paleokarst de Asnarre, desarrollado (al menos) en una discreta unidad carbonatada urgoniana, con estratificación subvertical y limitada por facies siliciclásticas y margosas, muestra un claro control estructural a favor de 2 sistemas de diaclasado: N60ºE (56/150) y N70ºE (50/340). b) Las cavidades subhorizontales de carácter freático tienen una elongación paralela a la costa y escaso desarrollo hacia el continente, lo que podría evidenciar la influencia de una mezcla de agua dulce y salada en la formación de las cavidades en el mismo sentido que describen Bögli (1980) y Mylroie y Carew (1990). La mezcla de aguas pudo tener lugar durante la elevación de la plataforma de erosión marina (rasa) de Asnarre. c) Las cavidades freáticas pueden presentar una secuencia sedimentaria de relleno repetitiva, que marca una tendencia de energía decreciente, desde gravas siliclásticas de carácter fluvial relacionados con épocas de alta capacidad de transporte (lluvia y fuerte caudal hídrico), pasando por la formación de espeleotemas de tipo colada generados por flujos de agua laminar, para culminar con la colmatación de cavidades con espeleotemas de goteo correspondientes a épocas de bajo caudal (relativo) hídrico y/o descenso del nivel freático activo (nivel de base). Las cavidades vadosas solamente presentan formaciones de espeleotemas de tipo laminar (coladas) o de goteo (varillas y estalactitas). d) A la espera de datos geocronológicos concretos, y por comparación con el modelo de El Pindal (Jiménez et al.,2006), el paleokarst de Asnarre podría estar relacionado a la elevación de la rasa marina, hoy situada a 50-60 m., durante el Pleistoceno medio-superior.

Agradecimientos Este trabajo se enmarca dentro del Proyecto de Investigación "Evolución paleoambiental del Pleistoceno de la zona de Urdaibai en base a rellenos kársticos. Estudio preliminar" (05/025), financiado por la Cátedra Unesco del Gobierno Vasco.

REFERENCIAS

Agirrezabala, L.M. (1996): El Aptiense-Albiense del Anticlinorio Nor-Vizcaíno entre Gernika y Azpeitia.Tesis doctoral. Universidad del País Vasco, 429 pp.

Bögli, A. (1980): Karst Hydrology and Physical Speleology, Springer-Verlag, Berlin, 284 pp.

EVE (1993): Mapa geológico del País Vasco a escala 1:25.000, Hoja 38-IV, Gobierno Vasco.

Jiménez, M., Bischoff J. L., Stoll H., Aranburu A. (2006): A geochronological approach for cave evolution in the Cantabrian Coast (Pindal Cave, NW Spain). Zeitschrift für Geomorphologie, VI, 129-141

Lauritzen, S.-E. (1990): Authigenic and allogenic denudation in carbonate karst by multiple basin method: an example from Svartisen, north Norway. Earth Surface Processes and Landforms, 15, 157-167.

Mylroie, J.E. y Carew, J.L. (1990): The flank margin model for dissolution cave development in carbonate platfoms. Eath Surface Processes and Landforms, 15, 413-424.

Williams, P.W. (1971): Illustrating morphomeric analysis of karst with examples from New Guinea.Zeitschrift fur Geomorphologie, 15, 40-61.

Williams, P.W. (1972): Morphometric analysis of polygonal karst in New Guinea. Geological Society of America Bulletin, 83, 761-796.


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Estudio preliminar de la geomorfología de la cueva de Herrerías y su entorno (Llanes, Asturias, Noroeste de

España)

M. Jiménez-Sánchez (1), M.J. Domínguez-Cuesta (1), J. García-Sansegundo (1), H. Stoll (1), P. González-Pumariega (2), G. Fuente-Puente (3), M. Meléndez (1, 4), E.

Martos (4), I. Vadillo (5), L. Rodríguez-Rodríguez (1) y A. Aranburu (6)

(1) Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, C/ Arias de Velasco, s/n 33005 Oviedo [email protected]

(2) Departamento de Prospección y Explotación de Minas. C/ Gonzalo Gutiérrez Quirós, s/n 33600 Mieres (3) Departamento de Geología y Geotecnia, Tecnia Ingenieros S.A., C/ Arquímedes 1412, 33212 Gijón (4) IGME. C/ Matemático Pedrayes, 25, 33005 Oviedo. (5) Departamento de Geología, Facultad de Geología. Universidad de Málaga 29071 Málaga (6) Departamento Mineralogía y Petrología. Universidad del País Vasco, Ap. 644-48080, Bilbao

Abstract Preliminary geomorphological results in Herrerías Cave and surroundings (Llanes, Asturias, NW Spain) An environmental and geomorphological study is being developed in Herrerías Cave (4º 45’ W, 43º 24’ N, Llanes, Asturias). The cave is located at the base level of a fluviotorrential basin (5.436 m2 surface), 70m west of a small (55x 25 m and 10 m depth) flooded abandoned pit mine. In the cave (200 m long) speleothems, fluviotorrential deposits and collapse blocks can be recognized. The youngest generation of speleothems show basal ages 150 yr old, derived from counting laminae. One of the main factors controlling the irregular morphology of the cave is the presence of four families of discontinuities: 1/ subhorizontal; 2/ N-80 E a N-158 E; 3/ discontinuities ranging from E-W to N-128 E trends and 4/ fractures N-70 E to N-130 E.

Palabras clave: cueva, karst, protección ambiental Key words: cave, karst, environmental protection

1. INTRODUCCIÓN

La Cueva de las Herrerías o El Boláu se localiza en el concejo de Llanes (Asturias), 4º 45’ W, 43º 24’ N (Fig. 1) . La cueva presenta manifestaciones de arte rupestre que le confieren un especial interés desde el punto de vista patrimonial, lo que ha propiciado la realización de estudios conducentes a su protección en los últimos años y al cierre del sector de la cueva donde se ubican. En nuestro caso concreto, en la cueva y su entorno se está desarrollando un estudio hidrogeológico-ambiental que servirá como base para definir su perímetro de protección, utilizando para

ello criterios geológicos, geomorfológicos e hidrológicos, así como los usos del territorio. Sobre el macizo kárstico en que se ubica la cueva, destaca un vertedero de acopios y 70 m al E una antigua explotación minera de hierro hoy inundadada. En el resto del entorno, los usos son: turístico, residencial y ganadero. El objetivo de esta comunicación es exponer un avance de los resultados del estudio geomorfológico que se está desarrollando como base para el estudio hidrogeológico-ambiental en el que se sustentará la protección de la cavidad.

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La metodología de trabajo desarrollada incluye las siguientes tareas: 1/ Revisión de la topografía de la cavidad a escala 1:500 mediante una estación topográfica; 2/ Fotointerpretación y observaciones directas sobre el terreno con elaboración de mapas geomorfológicos a escala 1:10.000; 3/ Transferencia de datos a un Sistema de Información Geográfica para su tratamiento y realización de Modelos Digitales del Terreno; 4/ Documentación sobre usos del territorio en la zona; 5/ Inventario de formas en el interior de la cavidad; 6/ Análisis estructural de la cueva mediante

reconocimiento, medida, clasificación y representación cartográfica de las distintas discontinuidades.

Fig. 1. Localización de la Cueva de Herrerías

3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN

3.1. Geomorfología del entorno de la cueva: Desde el punto de vista geológico, la cueva de Herrerías se ubica en la Unidad del Ponga-Cuera (Marquínez, 1987), en concreto en un nivel de Caliza del Cuera, de edad carbonífera. El modelado de la zona tiene una marcada componente estructural, siendo la alternancia litológica de la zona (calizas y cuarcitas fundamentalmente) y su disposición tectónica los principales factores que controlan la disposición del relieve. Este se configura como un conjunto de alineaciones montañosas de orientación E-O, separadas por valles, que siguen la disposición de los contactos geológicos y descienden desde el Sur, donde se ubican los relieves del espacio protegido de la

Sierra del Cuera (1315 m cota máxima, Pico Turbina), hasta el Norte, en las proximidades del litoral Cantábrico (Fig. 2). Sobre estas sierras se encaja la red fluvial, cuyos cursos principales circulan con una componente principal de sur a norte, perpendicular a los contactos geológicos, dando lugar a la acumulación de abanicos torrenciales compuestos por materiales detríticos de litología cuarcítica.

Fig.2. MDT mostrando las principales alineaciones del relieve, la ubicación de la cueva y de la cuenca

vertiente a la misma.

En el nivel de base de una de estas cuencas torrenciales se localiza el macizo kárstico donde se ubica la cueva de Herrerías. La cuenca hidrográfica vertiente al macizo kárstico tiene una extensión de 5.436 m2, estando sus cotas superior e inferior localizadas a 757 m y 34 m respectivamente, siendo el valor máximo de pendiente de 57º y el promedio de 23º. La recarga del agua kárstica debe llevarse a cabo por infiltración directa a través del lapiaz del karst, y por recarga de las calizas a partir de las formaciones detríticas anteriormente mencionadas.


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Fig. 3. Planta de la cueva de Herrerías y control estructural principal

3.2. El Pozu la Mina: En el relieve del entorno de la cueva de Herrerías destaca la presencia de una depresión inundada, detalladamente estudiada durante el estudio geológico realizado en el proyecto de construcción de la autovía del Cantábrico (INCA, 1999a). Esta depresión pertenece a la antigua explotación “Pozu La Mina”, cuya corta, de unos 55x25 m está a unos 70 m al NE de la entrada de la Cueva de Las Herrerías. Se trata de una explotación abandonada de mineral de hierro que en un principio pudo afectar a una gran dolina con relleno kárstico de arcillas manganesíferas hasta unos 25 m de profundidad. Posteriormente fue abandonada al interceptar un conducto kárstico que anegó toda la mina. Los bombeos de agua llegaron a alcanzar los 2 millones de litros al día sin observarse descenso en el nivel. Ya más recientemente, el agua fue utilizada para el lavado de una explotación abandonada de arenas procedentes de abanicos torrenciales que hoy se utiliza como parque de acopios. Una batimetría clásica permitió estimar su profundidad en unos 10 m (INCA, 1999b).

3.3. Geomorfología y control estructural de la cavidad En planta, la cueva presenta una morfología tortuosa con un desarrollo horizontal inferior a los 200 m (Fig. 3). En ella se han reconocido depósitos de bloques de colapso, diversos tipos de espeleotemas (rotos o mal conservados debido a la afluencia descontrolada de público a la cavidad) y distintos rellenos detríticos, afectados también por excavaciones no controladas. No obstante, hay zonas donde se conservan algunas pequeñas coladas con gours y ejemplos aislados de columnas, estalactitas y estalagmitas. En algunos puntos se reconoce un relleno detrítico arenoso cuarcítico, así como acumulaciones de cantos y bloques subredondeados, interpretados como el resultado de la entrada de detríticos por la actividad fluviotorrencial de la cuenca vertiente al macizo kárstico. Se ha identificado el desarrollo de una generación de estalagmitas activas blancas y porosas, de longitudes inferiores a 15 cm, en las que el contaje basal de láminas está proporcionando edades de hasta 150 años.

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Fig. 4. Proyección estereográfica de las distintas familias de discontinuidades

La morfología laberíntica de la cavidad está relacionada con la posición de las distintas discontinuidades medidas en el campo. Así, todas las fracturas medidas en la Cueva de las Herrerías pueden agruparse en cuatro familias principales (Fig. 4): 1/ fracturas subhorizontales (buzamiento inferior a 20º y orientación variable); 2/ fracturas con dirección variable entre N-80 E y N-158 E, (buzamientos entre 25º y 40º hacia el E o SE); 3/ discontinuidades con dirección variable entre E-W y N-128 E, e inclinaciones oscilando entre 60º, tanto al N como al S, y verticales y 4/ orientación variable entre N-70 E y N-130 E, con buzamientos entre 30º y 50º hacia el N. El trazado de dirección E-W de algunas galerías, como el observable el sector más meridional de la cueva, puede obedecer a la intersección entre las discontinuidades de las familias 1 y 3. Por su parte, la dirección NE-SW del pasillo que conduce a la sala de las pinturas puede deberse a la intersección entre las fracturas de la familia 1 y las de la 2, si bien estas últimas no han sido observadas en este sector de la cueva. Otras galerías, con direcciones diferentes a las citadas, en general, pueden representar la intersección de fracturas de cualquiera de las familias descritas con las de la familia 1.

4. CONCLUSIONES El estudio geomorfológico preliminar de la cueva de Herrerías y su entorno ha permitido definir la existencia de un importante modelado fluviotorrencial, con cuencas que funcionan episódicamente. En el nivel de base de una de ellas se ubica la cueva, que presenta en su interior rellenos detríticos indicativos de esta actividad torrencial y diversas formas endokársticas, destacando la generación más reciente de estalagmitas, cuya edad se ha estimado en centenares de años. La morfología laberíntica de la cavidad está asociada a la presencia de cuatro familias de fracturas y a las intersecciones entre ellas. Finalmente, se ha documentado la presencia de un pozo de 10m de profundidad actualmente inundado, que sin duda se encuentra conectado al macizo kárstico. Agradecimientos Este trabajo está siendo desarrollado en el marco del contrato CN-06-177, (establecido entre la Consejería de Cultura, Comunicación Social y Turismo del Principado de Asturias y la Universidad de Oviedo), complementándose con el proyecto CALIBRE (subproyecto CAVECAL) (CGL2006-13327-C04/CLI).

REFERENCIAS

INCA (1999a): Cartografía y topografía. Anejo 1 del Proyecto de Trazado y Construcción de la Autovía del Cantábrico, Tramo Unquera-Llanes, Subtramo: Buelna-Llanes). Informe inédito. Ministerio de Fomento. 59 pp.

INCA (1999b): Geología y procedencia de materiales. (Anejo 2 del Proyecto de Trazado y Construcción de la Autovía del Cantábrico, Tramo Unquera-Llanes, Subtramo: Buelna-Llanes). Informe inédito. Ministerio de Fomento. 153 pp.

Marquínez, J. (1987): Estudio geológico del sector SE de los Picos de Europa (Cordillera Cantábrica, Noroeste de España): Trabajos de Geología, Universidad de Oviedo, 10, 295-308.


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Dataciones cronológicas con U-Th en la Cueva del Pindal (Asturias, N España): implicaciones

geomorfológicas

M. Jiménez-Sánchez (1), A. Moreno (2,3), H. Stoll, (1), A. Aranburu (4), J. Uriarte (5) E. Iriarte (6), M. J. Domínguez-Cuesta (1) y B. L. Valero-Garcés (2)

(1) Departamento de Geología, Universidad de Oviedo, C/ Arias de Velasco, s/n 33005 Oviedo; [email protected]

(2) Instituto Pirenaico de Ecología – CSIC, Apdo. 202, 50080 Zaragoza. (3) Limnological Research Center, University of Minnesota, 310 Pillsbury Drive SE, Minneapolis, MN 55455

(EEUU) (4) Departamento Mineralogía y Petrología. Universidad del País Vasco, Ap. 644-48080, Bilbao (5) Departamento de Geodinámica. Universidad del País Vasco, Ap. 644-48080, Bilbao, Spain (6) E.T.S. Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos. Universidad de Cantabria. Avda. Los Castros s/n, 39005

Santander

Abstract U-Th dating of speleothems from El Pindal Cave (Asturias, N Spain): geomorphological implications. Pindal Cave (4°30'W, 43°23'N, 24 m above sea level) is developed in a karstic massif reaching its highest surface in a marine terrace located at 50-64 m asl (Asturias, Spain). Geomorphological mapping in the cave distinguishes at least four speleothem generations. New U/Th dates constrain ages of these events. The oldest massive multimeter scale flowstone deposition (Generation 1) began prior to 166,740 BP. The Generation 2 is younger than 37,000 BP. Finally, the most recent generation of small active porous stalagmites is in the last several hundred years (350 yr), according to counts of annual layer couplets. The oldest stalagmite generation suggests tentatively a maximum uplift rates of 0,14 mm/yr for the Cantabrian margin in this area.

Palabras clave: cueva, karst, terraza marina, geocronología, U-Th, Costa Cantábrica Keywords: cave, karst, marine terrace, geochronology, U-Th, Cantabrian Coast.

1. INTRODUCCIÓN

En la Costa Cantábrica de España, las terrazas marinas (rasas) son un elemento destacado del relieve (Flor, 1983, Mary, 1983) para el que sólo muy recientemente (Jiménez-Sánchez et al. 2006, Alvarez-Marrón et al., 2007) se han realizado aproximaciones geocronológicas. En la costa Cantábrica oriental, se desarrollan buenos ejemplos de terrazas marinas en relación con macizos kársticos, siendo un buen ejemplo el macizo donde se encuentra la cueva del Pindal, culminado por una rasa de 57 m de altitud media (50-64 m.s.n.m.). Las investigaciones geomorfológicas desarrolladas durante los últimos años han permitido proponer

un modelo cualitativo de evolución de la cueva y su entorno (Jiménez-Sánchez et al., 2002), actualizado y modificado posteriormente mediante el desarrollo de investigaciones paleoclimáticas (Stoll et al., 2007) y geocronológicas (Jiménez-Sánchez et al. 2006), que han proporcionado los primeros datos geocronológicos absolutos sobre el karst y una referencia temporal para el desarrollo de las rasas en este sector de la costa cantábrica centro-oriental. Asimismo, las investigaciones realizadas en el marco del proyecto CAVECAL, han conducido a la obtención de nuevos datos geocronológicos, al tiempo que a establecer las características del registro paleoclimático de la cavidad (Moreno et al. 2008).

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El objetivo de este trabajo es presentar los últimos datos geocronológicos obtenidos en los espeleotemas de la cueva del Pindal y discutir su interés en la evolución regional de la Costa Cantábrica.

2. LA CUEVA DEL PINDAL: INVESTIGACIONES PREVIAS

La Cueva del Pindal se localiza en el Este de Asturias (N España), 4°30’W, 43°23’N (Fig. 1). Presenta una longitud de 590m, y orientaciones E-O y 110º N, con la boca de entrada a 24 m.s.n.m. Una síntesis de los trabajos realizados en ella puede consultarse en Jiménez-Sánchez et al. (2006).

Fig. 1. Situación de la Cueva del Pindal.en el Norte de la Península Ibérica.

La evolución geomorfológica del entorno de la cueva es el resultado de la actuación de procesos fluviales, de gravedad, kársticos y marinos, destacando la presencia de dos terrazas marinas (rasas): Pimiango (125-170m) y Pindal (50-64m). Esta última culmina el macizo kárstico en que se desarrolla la cueva. La evolución geomorfológica de la cavidad está asociada a procesos de gravedad, fluviotorrenciales y precipitación química de al menos cuatro generaciones de espeleotemas, clasificadas de acuerdo con criterios morfométricos y/o de superposición. Hasta ahora, se conocen datos de edad para las generaciones 1 y 3 (U-Th) y la 4 (contaje basal de láminas). La Generación 1 incluye grandes

espeleotemas (frecuentemente coladas estalagmíticas) de más de 2m de anchura y 3 de altura que recubren depósitos aluviales y depósitos de colapso, siendo mayormente inactivos y con edades más antiguas de 124 ka; la Generación 2 agrupa estalactitas y estalagmitas decimétricas a métricas superpuestas a los anteriores, activas ocasionalmente; la Generación 3 incluye estalactitas y estalagmitas decimétricas a centimétricas, activas en su mayoría, con edades holocenas para el inicio de su formación (2.7 0.5 ka). Finalmente, la Generación 4 incluye estalagmitas activas de tonos muy blancos y tamaños centimétricos que precipitan sobre los anteriores, con edades máximas de 200 años.


Con el fin de profundizar en el conocimiento de la evolución temporal de la cavidad, se realizó un sondeo en un espeleotema de la Generación 1 (La Cebolla), donde ya se disponía de dataciones U-Th de entre 124,2 ± 1,5 kyr BP y 73,1 ± 0,9 kyr BP obtenidos a partir de un bloque de 75 cm de espesor desgajado de la parte más externa del espeleotema. El 3 de marzo de 2006 se realizó un sondeo con un taladro Hilti, modelo DD-160E y una broca de diamante de 50mm de diámetro (sondeo 1, Fig. 2) sobre la parte descubierta del espeleotema. La perforación alcanzó 102 cm de profundidad, recuperándose 93 cm de testigo. Por motivos técnicos, no se pudo llegar al núcleo del espeleotema. Parte de la base del testigo del sondeo se tomó para su datación por U-Th, ya que, con seguridad, sería más antigua de 124 ka.

En el transcurso del estudio paleoclimático desarrollado en el marco del proyecto CALIBRE, se seleccionaron y muestrearon tres espeleotemas atribuidos a la Generación


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2 y uno a la Generación 4. La datación de los espeleotemas se llevó a cabo mediante U-Th en la Universidad de Minnesota, siguiendo el procedimiento establecido por Edwards et al. (1986).

Fig. 2. Realización del sondeo 1 en el espeleotema “La Cebolla” (Generación 1).


Dataciones En el caso del testigo de sondeo, con el objetivo de confirmar la datación, se obtuvieron dos muestras para la base del testigo que dieron como resultado 166.737,3 ± 3284,7 BP y 163.261,3± 8613,5 BP. Debido a que el contenido en Th de origen detrítico es mayor en la segunda fecha, el primer valor es el más aceptable. Esta datación indica la edad mínima más antigua obtenida para los espeleotemas de la generación 1 de la cueva, y nos permite asignar también una edad mínima al karst. Las muestras de los espeleotemas Candela y María, interpretados como pertenecientes a la Generación 2, dieron respectivamente resultados de 37.165 ±1430 BP a 7825± 75 BP y 13.785 ±250BP a 4370 ±160 BP. Asimismo, PIN3, una estalagmita rota presuntamente por una gran caída de bloques, presenta una edad de 10549 ±177 a 4201 ±84 BP. El contaje basal de pares de láminas realizados sobre espeleotemas de la generación 4 permitió obtener una

aproximación a su edad asumiendo que se trata de ciclos anuales.

Secuencia cronológica de espeleotemas Combinando los datos más recientes con los disponibles en trabajos previos (Jiménez-Sánchez et al. 2006), podemos interpretar que la secuencia cronológica de las generaciones de espeleotemas preestablecidas en la cavidad es la que se describe a continuación: Generación 1: se iniciaría con anterioridad a 166 BP, siendo mayormente inactivos en el presente. Generación 2: espeleotemas más jóvenes de 37 ka, que pueden continuar activos en el presente. Generación 3: espeleotemas iniciados en el Holoceno, entre 2,7 ± 0,5 BP y actualidad, aunque las estimaciones realizadas sobre una estalagmita activa superpuesta a uno de los colapsos de la cueva, sugiere edades de entre 0,1 y 3 ka considerando la velocidad de caída de goteo y tasas de saturación. Generación 4: espeleotemas entre 350 años y actualidad.

Implicaciones regionales La presencia de las rasas es indicativa de una elevación relativa del borde costero (Mary, 1983, Flor, 1983, Alvarez-Marrón et al., 2007), aunque todavía no está claro en qué medida se pueden interrelacionar procesos eustáticos y tectónicos. Asumiendo que la cavidad se inició a una cota similar a la del nivel del mar en el momento de su origen, la altitud actual de la boca de la cueva (24 m) es una base para hacer estimaciones sencillas acerca de las tasas de elevación relativa del borde costero. La edad más antigua obtenida para los espeleotemas de la generación 1 (166,737 ka) proporciona la edad mínima para la apertura de la cavidad. La relación entre ambos datos nos proporcionaría tentativamente, la tasa de elevación máxima del margen

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cantábrico en este sector, que sería de 0,14 mm/año. Con esta tasa, la edad mínima de la rasa que culmina el macizo kárstico del Pindal, (57m de altitud media), se cifraría en 0,407 Ma. Aunque se trata de estimaciones tentativas, se sitúan en el rango de los resultados obtenidos establecidos en el occidente de la Costa Cantábrica (entre 0,07 y 0,15 mm/año (Alvarez Marrón et al., 2007), pero la edad estimada para la rasa es algo menor que las inferidas por estos mismos autores mediante datación con isótopos cosmogénicos (entre 1 y 2 Ma) para la rasa occidental de Asturias, localizada a altitudes de 30-100 m.s.n.m.

5. CONCLUSIONES

La realización de dataciones U-Th ha permitido asignar una edad a la generación 2 de las cuatro generaciones de espeleotemas definidas en la Cueva del Pindal y asignar una edad más antigua de la conocida hasta el momento para la generación 1. Este dato es relevante porque da una aproximación cronológica a la edad mínima de formación del karst y porque permite estimar tentativamente la velocidad de elevación del margen cantábrico en este sector en 0,14 mm/año. Aunque los resultados son coherentes con las investigaciones que realizan otros autores en el occidente de la Costa Cantábrica, este modelo debe continuar siendo contrastado mediante futuros estudios.

Agradecimientos Este estudio está financiado en su mayor parte por los proyectos CALIBRE (subproyecto CAVECAL, CGL2006-13327-C04/CLI, MEC), y 53/2006 (Red de Parques Nacionales). A. Moreno agradece la financiación obtenida con el proyecto IBERABRUPT (Marie Curie OIF). Agradecemos a la Consejería de Cultura del Principado de Asturias las facilidades para el desarrollo de la investigación, especialmente a I. Alonso (Jefe del Servicio de Patrimonio) y a M.G. Pumariega (Responsable de la Cueva).

REFERENCIAS

Alvarez-Marrón, J., Hetzel, R., Niederman, S., Menéndez, R., Marquínez, J. (2007): Origin, structure and exposure history of a wave-cut platform more than 1 Ma in age at the coast of Western Spain: a multiple cosmogenic nuclide approach. Geomorphology, 93 (3-4), 316-334.

Edwards, R. L., J. H. Chen, y G. J. Wasserburg (1986): 238U-234U-230Th-232Th systematics and the precise measurements of time over the past 500.000 years, Earth and Planetary Science Letters, 81: 175-192.

Flor, G. (1983): Las rasas asturianas: ensayos de correlación y emplazamiento. Trabajos de Geología de la Universidad de Oviedo, 13: 65-81.

Jiménez-Sánchez, M., Anadón-Ruiz, S., Farias, P., García-Sansegundo, J. y Canto-Toimil, N. (2002): Estudio preliminar de la Geomorfología de la Cueva del Pindal (Ribadedeva, Oriente de Asturias). Geogaceta, 31, 47-50.

Jiménez-Sánchez, M., Bischoff, J., Stoll, H. y Aranburu, A. (2006): A geochronological approach for cave evolution in the Cantabrian Coast (Pindal Cave, NW Spain). Z Geomorph., N. F. Suppl., 147, 129-141.

Mary, G. (1983): Evolución del margen costero de la Cordillera Cantábrica en Asturias desde el Mioceno. Trabajos de Geología Universidad de Oviedo, 13: 3-35.

Moreno, A., Stoll, H., Cacho, I. Vadillo,I, Edwards, R. L., Ito, E., Jiménez-Sánchez, M., Valero-Garcés, B. (en prensa) Paleoclimate reconstruction from the North Iberian Peninsula since last deglaciation: the El Pindal Cave speleothem record (Asturias, Spain), Geotemas.

Stoll, H., Jiménez-Sánchez, M., Auer, T. y Martos, E. (2007): Temporal variations in dripwater chemistry in the Cueva del Pindal (Asturias, NW Spain). En: Durán, J. J., Robledo, P. y Vázquez, J. (Eds.): Cuevas turísticas: aportación al desarrollo sostenible. IGME, Serie Hidrogeología y Aguas subterráneas, 24:191-198. IGME.


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Anomalías geomorfológicas y deformaciones cuaternarias en el sistema fluvial del Cardener y su relación con el crecimiento de anticlinales salinos y

fenómenos de subsidencia por disolución de evaporitas

P. Lucha (1), F. Gutiérrez (1) y J. Guerrero (1)

(1) Dpto. de Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, C/Pedro Cerbuna 12, 50009 Zaragoza. [email protected].

Abstract Geomorphic anomalies and Quaternary deformation in the Cardener fluvial system and their relationship with growing salt-anticlines and evaporite dissolution-induced subsidence The Cardener River crosses transversally three evaporite-cored anticlinal structures in the northeastern sector of the Ebro Tertiary Basin. A detailed geomorphological map of a 41-km-long section of the valley has been elaborated. Several geomorphic anomalies suggest that the salt anticlines have been active during the Quaternary: (1) Higher elevation of the terraces and larger number of terrace levels in the anticlinal axis; (2) Higher sinuosity of the channel in the downstream limb of two anticlines and presence of a cut-off incised meander. The growth of the anticlines due to salt flow is also substantiated by the anomalous tilting of a terrace towards the axis of a syncline. Local deformation structures (tilting and sagging structures) in young terrace deposits underlain by evaporite bedrock have been attributed to dissolution-induced subsidence phenomenon.

Palabras clave: drenaje transverso, neotectónica Key words: transverse drainage, neotectonics

1. INTRODUCCIÓN

Los sistemas fluviales que atraviesan transversalmente estructuras tectónicas (drenajes transversales o discordantes) pueden ser de gran utilidad para estudiar la actividad de las mismas (Burbank y Anderson, 2001). En este trabajo se relacionan las anomalías geomorfológicas y las deformaciones detectadas en un tramo del valle del Cardener con el posible crecimiento de los anticlinales salinos que atraviesa perpendicularmente, así como con fenómenos de subsidencia locales causados por la karstificación del sustrato evaporítico.

2. SITUACIÓN GEOGRÁFICA Y GEOLÓGICA

El Río Cardener, afluente del Río Llobregat, tiene su cabecera en la Zona Surpirenaica y discurre en gran parte de su recorrido por el sector nororiental de la Cuenca terciaria del Ebro. Este río, en su desembocadura, tiene una cuenca de recepción de 1.332 km2, un caudal medio anual de 6,16 m3/s y un caudal máximo instantáneo de 390 m3/s. Se ha estudiado un tramo de unos 41 km del valle del Cardener situado entre el Embalse de Sant Ponç (Lérida) y el municipio de Sant Joan de Vilatorrada (Fig. 1). En este sector el río se encaja en formaciones detríticas y evaporíticas plegadas del relleno paleógeno de la Cuenca del Ebro. De muro a techo, estas formaciones, cuya edad abarca desde el Eoceno superior hasta el Oligoceno inferior, son: (1) Formación Salina de Cardona; (2) Formación Yesos de Barbastro; (3) Formación Areniscas de Suria y (4) Las

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formaciones Solsona y Artés, constituidas por una alternancia de areniscas y lutitas (Riba et al., 1975). Estas formaciones paleógenas están afectadas por un haz de pliegues de despegue con una dirección NE-SO perpendicular a la del valle del Cardener. En general, se trata de

pliegues asimétricos con vergencia sur, y amplitudes que pueden alcanzar el kilómetro. El origen de estos anticlinales salinos se ha relacionado con la actuación de esfuerzos compresivos entre el Eoceno Superior y el Oligoceno inferior y el flujo lateral y ascendente de la Formación Salina de

Fig. 1. Mapa geomorfológico del tramo estudiado de valle del Río Cardener. En la esquina inferior izquierda se ha representado el perfil longitudinal de este río y la distribución de los niveles de terraza así como la

litología del sustrato y su estructura.


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Cardona hacia los anticlinales (Sans y Koyi, 2001). En las inmediaciones de Cardona el Río Cardener atraviesa el Anticlinal de Pinós-Cardona, cuya charnela ha sido perforada por el diapiro de Cardona (Fig. 1). En la zona de Suria la estructura se complica ligeramente, encontrándose el Anticlinal de Mig Món, con una acusada vergencia hacia el sur y el Cabalgamiento del Tordell, con vergencia Norte y un anticlinal de bloque superior asociado denominado Anticlinal de Suria (Riba et al., 1975). Aguas abajo del cabalgamiento del Tordell, el aluvial del Cardener se apoya sobre las formaciones evaporíticas de Cardona y Barbastro en un tramo de aproximadamente 2 km (Fig. 1).

3. ANOMALÍAS GEOMOFOLÓGICAS

Dentro del tramo estudiado, el valle del Cardener presenta unas características geomorfológicas muy variables. En algunos sectores el canal se encuentra encajado en el sustrato quedando confinado en un cañón (bedrock channel). En estas zonas la mayor parte de los vestigios de terraza aparecen restringidos a las caras internas de los meandros. En otros sectores, el valle se amplía, llegando a alcanzar 1 km de anchura en la zona de Suria. En el tramo estudiado, el cauce, con un gradiente medio de 0,3º, transporta abundante grava como carga de fondo. Se ha elaborado una cartografía geomorfológica de detalle de las terrazas en el tramo del valle estudiado (Fig. 1). Atendiendo a su altimetría podrían existir 6 niveles. Sin embargo, la correlación de los niveles más antiguos no puede realizarse con garantías debido tanto a su carácter disperso como a las posibles

desnivelaciones que hayan podido experimentar. Los depósitos de las terrazas están constituidos mayoritariamente por gravas masivas de hasta 2 m de espesor. Se ha realizado un perfil longitudinal del valle en el que se representa la distribución de los niveles de terraza cartografiados, así como la litología del sustrato y su estructura (Fig. 1). Como principales anomalías destacan: (1) La coincidencia entre la distribución de las terrazas más altas y la de los anticlinales; (2) El mayor número de niveles de terraza (hasta 5) en los tramos en los que el valle atraviesa los anticlinales de Mig Món y Callús. Es probable que estas dos anomalías estén relacionadas con el levantamiento de los anticlinales salinos durante el Cuaternario. Este levantamiento podría haber provocado la elevación progresiva de las terrazas y la generación y preservación de un mayor número de niveles de terraza en las zonas de anticlinal. Si bien esta hipótesis parece razonable, para su comprobación sería preciso establecer correlaciones fiables entre los depósitos de los niveles de terraza cartografiados utilizando información geocronológica. Por otra parte, se ha calculado la sinuosidad del cauce en segmentos de 1 km de longitud (Fig. 2). Esta muestra aumentos significativos en la zona de charnela y flanco sur de los anticlinales de Pinós-Cardona y Mig-Món.

0,0

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Puntos kilométricos a lo largo de la trayectoria del Cardener

Índicedesinuosidad

Eje del Anticlinalde Cardona

Eje del AnticlinaldeMig Món

Meandro estranguladoe incidido

Fig. 2. Variación de la sinuosidad a lo largo de la trayectoria del Cardener.

Es importante señalar que la brusca disminución que experimenta

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localmente la sinuosidad en el flanco sur del Anticlinal de Pinós-Cardona coincide con la existencia de un meandro colgado y estrangulado, lo que indica que previamente la sinuosidad en este sector era también elevada. Tanto los aumentos de la sinuosidad del cauce (Ouchi, 1985; Schumm, 2000; Burbank y Anderson, 2001) como el estrangulamiento de un meandro incidido en el sustrato pueden estar relacionados con un aumento en el gradiente del valle en los flancos de “aguas abajo” de los anticlinales como consecuencia de su crecimiento. Según Harvey (2007), el desarrollo de canales tortuosos encajados en el sustrato, así como el estrangulamiento de meandros, es característico de zonas sometidas a un levantamiento tectónico.

4. DEFORMACIONES EN DEPÓSITOS CUATERNARIOS

En el Diapiro de Cardona hay un depósito de edad incierta, posiblemente cuaternario, con facies lacustres y aluviales que presenta una estructura en domo y buzamientos centrífugos hacia el margen del diapiro (Fig. 1). Este depósito se encuentra colgado unos 140 m con respecto al cauce del Cardener. Tanto la deformación de estos depósitos como las tasas de levantamiento del orden de 1 mm/año obtenidas mediante técnicas geodésicas, revelan la actividad de este diapiro (Lucha et al., 2008). En la margen izquierda del Cardener, en el flanco NO del Anticlinal de Mig-Món, la terraza situada a 60 m sobre el cauce muestra un buzamiento de unos 5º hacia el NO (aguas arriba), lo que sugiere que está afectada por un basculamiento postsedimentario compatible con el crecimiento del Anticlinal de Mig-Món.En la margen derecha del Cardener y aguas abajo del Cabalgamiento del Tordell, una terraza muestra un acusado

basculamiento hacia el SE, pasando de encontrase a 11 m sobre el cauce actual a apenas 2 m en una distancia de aproximadamente 1 km. La interpretación más razonable es que la terraza ha experimentado un basculamiento postsedimentario como consecuencia de la karstificación del sustrato evaporítico infrayacente. Además, en los depósitos de una terraza situada a 20-21 m sobre el cauce y sobre sustrato evaporítico se han observado estructuras de subsidencia sinsedimentaria de escala decamétrica interpretadas como paleodolinas.

REFERENCIAS

Burbank, D.W. y Anderson, R.S. (2001). Tectonic Geomorphology. Blackwell Science, 247 pp.

Harvey, A.M. (2007). High sinuosity bedrock channels: response to rapid incision-Examples in SE Spain. Cuaternario y Geomorfología, 21 (3-4), 21 - 47.

Lucha, P., Cardona, F., Gutiérrez, F. y Guerrero, J. (2008). Natural and human-induced dissolution and subsidence processes in the salt outcrop of the Cardona Diapir (NE Spain). Environmental Geology, 53 (5) 1023-1035.

Ouchi, S. (1985). Response of alluvial rivers to slow active tectonic movement. Geological Society of America Bulletin, 96, 504-515.

Riba, O., Ramírez del Pozo, J. y Maldonado, A. (1975). Mapa Geológico de España, 1: 50.000. Hoja nº 330. Cardona. IGME, 58 pp.

Sans, M. y Koyi, H.A. (2001). Modelling the role of erosion in diapir development in contractional settings. En: Koyi, H.A., Mancktelow, N.S. (Eds.): Tectonic modelling: A volume in honour of Hans Ramberg. Boulder, Colorado, Geological Society of America memoir, 193, 111-122

Schumm, S.A., Dumont, J.F. y Holbrook, J.M. (2000). Active tectonics and alluvial rivers. Cambridge University Press. Cambridge, 276 pp


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Nuevas evidencias sobre el levantamiento topográfico Neógeno en la cadena del Atlas y de sus mesetas

circundantes: datos preeliminares de huellas de fisión en apatitos de la Meseta Marroquí Occidental

L. Barbero (1), A. Azdimousa (2), A. Jabaloy (3), P. del Río (1), L. Asebriy (4), M. Vázquez (3), G. Booth-Rea (3) y F. González-Lodeiro (3)

(1) Dpto. Ciencias de la Tierra, Universidad de Cádiz, 11510 Puerto Real, Cádiz, España. [email protected]. (2) Faculté Pluridisplinaire Nador, Selouane, Universitè Mohammed I, Oujda, Marruecos. (3) Dpto. Geodinámica, Universidad de Granada, España. (4) Institut Scientifique, Universitè Mohammed V, Agdal-Rabat, Marruecos.

Abstract Additional evidences for long-wavelength uplift of the Atlas Mountains and the surrounding peripheral plateaux: preliminary apatite fission track data on the Western Moroccan Meseta (coastal Paleozoic basement) Atlas Cordillera is an intracontinental orogen produced by Cenozoic inversion of a Triassic-Cretaceous basin. The compressional regime is related to the far-field effects of the N-S displacement of the European plate with respect to the African plate during Cenozoic ages. New apatite fission track data show an inverse correlation between age and elevation, which is consistent with a recent (<25 Ma) tilting at low temperatures.

Palabras clave: Marruecos, Atlas, huellas de fisión, levantamiento Key words: Morocco, Atlas range, fission tracks, uplifting

1. INTRODUCCIÓN

El Atlas puede ser considerado como un orógeno intracontinental cuya formación está relacionada con el desplazamiento NO-SE de la placa europea respecto de la africana (Teixell et al., 2008). Entre el orógeno rifeño y la cadena del Atlas, se encuentran numerosos macizos constituídos por rocas metamórficas y graníticas de edad paleozoica. Éstos incluyen los macizos de Rehamma, Jebilet, la Meseta Occidental, Moulouya y Guercif (fig.1). Basándose en datos de paleoesfuerzos, Ait Brahim et al. (2002) llevaron a cabo un estudio sobre la evolución tectónica del margen septentrional africano desde el final del Paleozoico hasta la actualidad. Estos autores concluyen que

la evolución del norte de Marruecos está caracterizada por un periodo extensional de dirección NO-SE a NE-SO desde el Triásico Superior hasta el Cretácico Inferior relacionado con la apertura de los sistemas de rift atlásicos y atlánticos. Desde el Cretácico superior hasta el Mioceno Medio, se reconoce un régimen compresivo cuya dirección fue variando progresivamente en sentido horario (E-O, N-S y NE-SO) conforme las placas europea y africana se aproximaban.

Recientemente, Babault et al. (2008) han demostrado la presencia de un abombamiento topográfico a gran escala a modo de pliegue litosférico que comprende una amplia región desde el Antiatlas hasta las cuencas de antepaís

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al norte del Atlas medio. Dichos autores basan sus conclusiones en el estudio de sedimentos marinos cenozoicos elevados, en indicadores de paleosuperficies horizontales hoy basculadas, así como en la reorganización de la red de drenaje en el margen sur de la cuenca de Saïss y en regiones del Atlas Medio septentrional.

Este trabajo presenta nuevos datos de huellas de fisión en apatitos (AFT) obtenidos de muestras de los granitoides de la Meseta Occidental marroquí recogidas a lo largo de un perfil desde Rabat a Khenifra (fig.1) con el propósito de investigar la evolución térmica del área y su relación con la topografía y los procesos tectónicos regionales.


Los datos de AFT obtenidos de los granitos del sector Rabat-Khenifra varían entre los 118 y 239 Ma, encontrándose la mayoría de ellos comprendidos en un rango de 210-239 Ma (fig. 1 y 2). Únicamente la muestra RO-5 correspondiente a la base del granito de Oulmes presenta una edad de 118 Ma. La longitud media de huellas (MTL) oscila entre los 11.68 y 13.01

m. La MTL menor corresponde con la muestra RO-5. Los valores de Dpar son todos similares, en torno a 3 m. El hecho de que la muestra RO-5 exhiba la edad de AFT más joven (~100 Ma) puede explicarse fácilmente como consecuencia de un fenómeno local de sobreimpresión térmica en tiempos recientes. Una evidencia de este fenómeno es la presencia, en la actualidad, de fuentes naturales de aguas termales halladas en el fondo del valle junto al lugar donde esta muestra fue recogida.

Fig. 2. Gráfico de edad de AFT frente a altitud de las muestras que aparecen en la figura 1.

En el resto de muestras se observa una correlación inversa entre la altitud y la edad de AFT (fig. 2). Esta correlación es un hecho inusual, ya que en basamentos exhumados a velocidades relativamente lentas, la relación entre la altitud y la edad de AFT es normal, es decir, aquellas muestras que se sitúan a mayor altitud presentan edades de AFT más antiguas que las que se encuentran en altitudes menores. Si consideramos que la exhumación del zócalo ha sido constante, la pendiente de la línea de regresión en el gráfico altitud-edad nos permite calcular la tasa de exhumación independientemente del paleogradiente geotérmico en el sector. En general, este tipo de relación inversa entre la altitud y la edad de AFT que se observa en la actualidad, suele atribuirse a un fenómeno de rebote isostático (Braun et al. 2006). Sin embargo, esta no es la única explicación. En el contexto de la cadena del Atlas, Babault et al. (2008) han demostrado que, a escala litosférica, la altitud media del Atlas junto con sus mesetas adyacentes describe un abombamiento de la litosfera sobre el que se ha modelado la topografía actual. En dicho trabajo, los autores ofrecen numerosas evidencias geológicas de este fenómeno (basculamiento de sedimentos lacustres pliocenos, depósitos marinos del Mioceno Superior “levantados” y reorganización de la red de drenaje). La


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deformación de la topografía a gran escala coincide con el adelgazamiento de la litosfera de dirección NNE-SSO que es atribuido a un importante ascenso mantélico (Teixell et al., 2008; Babault

et al., 2008). Este hecho es congruente con numerosas evidencias geológicas, entre las que destaca la presencia de magmatismo alcalino de edad Plioceno en la región.

Fig. 1. Mapa geológico de la Meseta Occidental marroquí con la situación de las muestras y sus edades de AFT.

Los datos de AFT del zócalo costero paleozoico indican que a temperaturas inferiores al límite superior de la zona de borrado parcial de huellas (PAZ) en apatito (<60ºC), se produjo un cambio en la elevación topográfica de las muestras, mientras que las edades de AFT permanecieron inalteradas. Con los datos termocronológicos actuales no podemos asegurar si este proceso se debe a una subsidencia flexural y al rebote isostático debido a la erosión o si está asociado con un adelgazamiento del manto litosférico. En cualquier caso, los datos obtenidos indican un basculamiento reciente hacia el Norte del basamento costero paleozoico de acuerdo con otras evidencias geológicas

como las mencionadas por Babault et al. (2008). Los resultados de la modelización de la historia térmica son también congruentes con un basculamiento reciente (fig. 3) y, aunque el momento en que este tuvo lugar no puede ser precisado, sí que puede deducirse que fue posterior a 20-25 Ma (fig. 3), lo cual concuerda con estimaciones previas que proponen una edad de 15 Ma para el evento principal de flexión litosférica de gran longitud de onda que afectó a toda la cadena del Atlas (Teixell et al., 2005; Missenard et al., 2006). Futuras investigaciones con el objeto de obtener edades de enfriamiento mediante el sistema (U-Th-Sm)/He en

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apatitos, cuya temperatura de cierre se sitúa en torno a los 60-70ºC, aportarán información sobre el momento en el que tuvo lugar este evento de elevación topográfica que actúa a gran escala en el norte de Marruecos.

Fig. 3. Modelo tiempo-temperatura realizado mediante el programa HeFTy (Ketcham, 2005) para la muestra RO-1. Las constricciones del modelo sólo incluyen una caja a temperaturas mayores de 120ºC durante el Carbonífero-Pérmico, ya que la edad de emplazamiento de esta muestra se sitúa en torno a los 300 Ma. El modelo cinético de borrado de huellas utilizado es el de Ketcham et al. (1999).

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CONSOLIDER INGENIO 2010 CSN2006-00041 y por los grupos PAI de la Junta de Andalucía RNM-160 y RNM-148. Este trabajo fue cofinanciado por los proyectos de cooperación AECI A/3458/05, A/5904/06 y A/010149/07 y también por el proyecto de investigación PO-RNM-347 de la Junta de Andalucía. Queremos dar gracias a Fernando Simancas por facilitarnos las muestras TA y BJE en la zona de Rabat.

REFERENCIAS

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Braun, J., van der Beek, P. y Batt, G. (2006). Quantitative Thermochronology.Cambridge University Press, New York, 258 pp.

Ketcham, R.A., Donelick, R.A. y Carlson, W.D. (1999). Variability of apatite fission track annealing kinetics III: Extrapolation to geological time scale. American Mineralogist, 84, 1235-1255.

Ketcham, R.A. (2005). Forward and inverse modeling of low-temperature thermochronometry data. Reviews in Mineralogy and Geochemistry, 58, 275-314.

Missenard, Y., Zeyen, H., Frizon de Lamotte, D., Leturmy, P., Petit, C., Sébrier M. y Saddiqi, O. (2006). Crustal versus asthenospheric origin of relief of the Atlas Mountains of Morocco. Journal of Geophysical Research, 111, B03401, doi:10.1029/2005JB003708.

Teixell, A., Ayarza, P., Zeyen, H., Fernandez, M. y Arboleya, M.L. (2005). Effects of mantle upwelling in a compressional setting: the Atlas Mountains of Morocco. Terra Nova, 17, 456-461.

Teixell, A., Ayarza, P, Tesón, E., Babault, J., Alvarez-Lobato, F., Charroud. M., Julivert, M, Barbero, L., Amrhar, M. y Arboleya, M. L. (2008). Geodinámica de las cordilleras del Alto y Medio Atlas: síntesis de los conocimientos actuales. Revista de la Sociedad Geológica de España, en prensa.

GEOMORFOLOGÍA DEL CUATERNARIO, PALEOCLIMA


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Correlación de unidades morfotectónicas cuaternarias en la costa del Mar de Alborán occidental y del

Estrecho de Gibraltar

J. Rodríguez-Vidal (1)

(1) Universidad de Huelva, Depto. Geodinámica y Paleontología, Facultad de CC. Experimentales, Campus del Carmen, Avda. Tres de Marzo s/n, 21071 Huelva. [email protected]

Abstract Quaternary morphotectonic correlation on the coast of western Alboran Sea and the Strait of Gibraltar. The spatio-temporal correlations, between neighbouring outcrops, can utilize the sedimentary sequences and the eroded coastal regions as a new means of connecting marine high stand events. In the area of the Alborán Sea and the Strait of Gibraltar, Morphotectonic units (MTU) have been used in correlations of hundreds of thousands of years, such as the great morphotectonic assemblages of the limestone costal promontories of under 250 ky. The shorter marine events, lasting only a few thousand years, must be treated more cautiously although they can equally be used as elements for correlation.

Palabras clave: modelado litoral, costa rocosa, eustasia, Mar de Alborán, Estrecho de Gibraltar. Key words: shore landform, rocky coast, eustasy, Alboran Sea, Gibraltar Strait.

1. INTRODUCCIÓN

Las correlaciones espacio-temporales en Geología son difíciles de establecer con seguridad, salvo que dispongamos de buenos registros estratigráficos y criterios fiables de datación. En los estudios de Cuaternario disponemos de una mayor variedad de evidencias registradas, como series estratigráficas, modelados sedimentarios, formaciones superficiales, procesos alterológicos y edafogénicos, modelados erosivos y cartografías geomorfológicas; además de las evidencias y registros de actividad biológica. Las correlaciones morfológicas en zonas costeras pueden ser establecidas en registros complejos, temporalmente amplios, de algunos centenares de miles de años, o en registros erosivos bien definidos, de corto espectro morfológico y de sólo varios miles de años de duración (Zazo et al., 1999).

En las costas del Mar de Alborán, los registros cuaternarios son abundantes, pero están desigualmente investigados entre la orilla ibérica y la africana (Goy et al., 1995). Debemos también considerar la distinta historia tectónica de cada sector y los cambios sufridos por el nivel marino. Todo esto motiva una gran dificultad en la correlación de los registros disponibles y de los que próximamente se vayan estudiando.

2. ESTRECHO DE GIBRALTAR

Los registros costeros complejos han sido modelizados en el Peñón de Gibraltar (Rodríguez- Vidal et al., 2004) en forma de Unidades Morfotectónicas (MTU), donde forman grandes escalones morfosedimentarios con múltiples niveles marinos de hasta 210 m de altitud, elevados tectónicamente. Estas mismas Unidades se localizan en las laderas calizas de la otra orilla del Estrecho, al pie del Yebel Musa

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(Marruecos) y en Benzú (España). También son observables en otros promontorios calizos de la costa del Mar de Alborán, como los Cantales de Málaga y los acantilados de Cerro Gordo-Punta de la Mona y Calahonda- Castell de Ferro, en Granada (Sanz de Galdeano, 2006). Por su más fácil y mejor correlación, en este trabajo sólo se ha utilizado el nivel morfotectónico más reciente y de cotas más bajas (MTU-5), con una edad inferior a 250 ka (Rodríguez-Vidal et al., 2004).

La plataforma de Europa Según los estudios que se están realizando en estas costas del Peñón de Gibraltar, la unidad MTU-5 forma el escalón inferior, con evidencias de niveles marinos (socaves) en cuevas y cantiles desde -20 m hasta +25 m

(Rodríguez-Vidal, 2007). A techo se extiende una amplia y compleja plataforma de abrasión marina (Europa Flats), entre 30 y 55 m s.n.m. (Fig. 1B), con continuidad cartográfica por todo el Peñón rocoso, y que es recubierta por depósitos posteriores de brechas de ladera y dunas eólicas rampantes. Se crea, así, una asociación crono-espacial de unidades morfosedimentarias de génesis marina, eólica, gravitacional y kárstica (espeleotemas). Los episodios eustáticos transgresivos quedan marcados por niveles de bioerosión y terrazas marinas, junto con avalanchas y bloques caídos al pie de los acantilados. Los dilatados periodos intermedios, de aguas marinas más bajas, son propicios al desarrollo de procesos kársticos, de regularización de laderas y de dunas transgresivas.

Fig. 1. Plataformas marinas erosivas inferiores, a lo largo de una secuencia morfotectónica, en las costas calizas del Estrecho de Gibraltar. (A) Superficie de Uta El Kazarin, en la falda septentrional del Yebel Musa (Punta Leona,

Marruecos) y (B) Superficie de Europa, en la punta meridional de Gibraltar).

Europa Flats

Uta El Kazarin+50m

+55m

+90m

Punta Leona

Punta Europa

A

B

N

N

+30m


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Este modelo que ofrece el Peñón de Gibraltar de secuencias morfotectónicas y morfosedimentarias, puede ser utilizado para la correlación con otros afloramientos costeros próximos (Mar de Alborán) de naturaleza carbonatada.

La plataforma de Uta El Kazarín En la orilla meridional del Estrecho, el mejor ejemplo de este mismo escalón morfotectónico (MTU-5) se localiza en la ladera septentrional del Yebel Musa, compuesto por la plataforma de erosión marina de Uta el Kazarín (Fig. 1A), entre 90 y 50 m s.n.m., y un cortejo de modelados bioerosivos que se escalonan hasta Punta Leona y la isla del Perejil (Rodríguez-Vidal, 2007). El desarrollo altitudinal de este escalón inferior, 1,66 veces más alto que su correspondiente en Gibraltar, debido a una actividad neotectónica más intensa, ha motivado que los niveles bioerosivos de highstand estén asociados a una

secuencia escalonada y de menor entidad de acantilados, cuevas y plataformas de abrasión (Punta Leona). No se han observado depósitos eólicos y los de ladera son de escasa importancia.

3. MAR DE ALBORÁN

Este modelo evolutivo, de escalones morfotectónicos, se ha observado en algunos otros afloramientos calcáreos de las costas béticas y rifeñas, aunque su estudio comparativo está aun en fase preliminar.

La plataforma de La Araña Los denominados Cantales, en la costa oriental de la Bahía de Málaga, son colinas de calizas jurásicas, sobre areniscas y arcillas triásicas, que presentan modelados escalonados (Lario et al., 1993; Ferre et al., 2004) de rasgos semejantes a los ya citados en el Estrecho de Gibraltar.

Fig. 2. Imagen Google Earth (2008) de la costa y plataforma marina inferior de La Araña (La Cala del Moral, Málaga), limitada entre las cotas de 30 y 55 m, con el Complejo de Cuevas del Humo.

N

La Cala

C. Humo

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El que mayor número y calidad de datos oferta es el de El Candado-La Araña (Fig. 2) y El Cantal Alto del Rincón de la Victoria, con buenos afloramientos y cuevas y abrigos marinos. En el primero de ellos se localiza el Complejo de las Cuevas del Humo, con un amplio registro marino y continental, de ocupación humana, más reciente de 100 ka.Este escalón morfotectónico culmina en una plataforma marina con altitudes entre 30 y 55 m (Fig. 2), en todo semejante a la de Europa en Gibraltar. Esto significaría que ambas han sufrido una evolución morfosedimentaria y neotectónica semejante, por lo que los eventos eustáticos y climáticos han debido de quedar registrados de igual forma y a altitudes parecidas.

4. CONCLUSIONES

La comparación morfotectónica de los peldaños más bajos (<250 ka), en las laderas calcáreas estudiadas, parecen indicar una correlación factible entre sus registros morfosedimentarios. Aunque su evolución neotectónica local ha sido diferente, y eso ha motivado un escalonamiento diferencial en cada uno de los eventos registrados de orden menor, como los niveles de highstandmarino. Las costas de Gibraltar y de Los Cantales de Málaga han tenido una tasa de ascenso similar y, ambas a su vez, menor (x 0,6) que la costa del Yebel Musa, en Marruecos. Sólo queda por comprobar si los marcadores eustáticos interglaciales, dentro de cada escalón morfotectónico, son correlacionables en altitud, una vez que se les aplica el factor corrector neotectónico.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto CGL2006-01412/BTE del Ministerio de Educación y Ciencia y es una contribución al IGCP-495.

REFERENCIAS

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Goy, J.L., Zazo, C., Silva, P.G., Lario, J., Bardají, T. y Somoza, L. (1995). Evaluación geomorfológica del comportamiento geotectónico del Estrecho de Gibraltar (Zona Norte) durante el Cuaternario. IV Coloquio Internacional sobre el enlace fijo del Estrecho de Gibraltar, SECEG, Madrid, 51-69.

Lario, J., Zazo, C., Somoza, L., Goy, J.L., Hoyos, M., Silva, P.G. y Hernández Molina F.J. (1993). Los episodios marinos cuaternarios de la costa de Málaga (España). Revista de la Sociedad Geológica de España, 6, (3-4), 41-46.

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Sanz de Galdeano, C. (2006). Formas de erosión marina en el sector comprendido entre Maro y Castell de Ferro (costa de Málaga y Granada). Geogaceta, 39, 139-142.

Zazo, C., Silva, P.G., Goy, J.L., Hillaire-Marcel, C., Ghaleb, B., Lario, J., Bardají, T. y González, A. (1999): Coastal uplift in continental collision plate boundaries: data from the Last Interglacial marine terraces of the Gibraltar Strait area (south Spain). Tectonophysics, 301, 95-109.


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Cronología de la superficie inferior de piedemonte en la Sierra de Mijas (Torremolinos, Málaga)

J. Rodríguez-Vidal (1), M. Abad (1), L.M. Cáceres (1), F. Ruiz (1), M.C. Lozano (2), J.L. Vera (2), M. Cortés (3) y M.D. Simón (4)

(1) Universidad de Huelva, Departamento de Geodinámica y Paleontología, Facultad de CC. Experimentales, Campus del Carmen, 21071 Huelva. [email protected]

(2) Museo Municipal Paleontológico de Estepona, C/ Matías Prats s/n, 29680 Estepona, Málaga. (3) Universidad de Córdoba, Departamento de Geografía y Ciencias del Territorio, Facultad de Filosofía y Letras,

Plaza Cardenal Salazar, 2, 14071-Córdoba. (4) Fundación Cueva de Nerja, Crta.Maro s/n, 29787 Nerja, Málaga.

Abstract The chronology of lower piedmont surface in Mijas mountains (Torremolinos, Málaga). The geomorphological history of Mijas mountains was conditioned by local tectonics (horst and graben system) and by erosive-depositional processes of climatic or topographic origin. An alternating succession of marine and continental environments took place as a function of local palaeogeographic changes, mainly associated to differential tectonic movements and sea level fluctuations. In the southern piedmont, marine-continental deposition (fan delta) prevailed during early Middle Pliocene (~3 Ma), with shore sediments laterally connected to gentle alluvial fans with glacis morphology (200-140 m a.s.l.).

Palabras clave: Geomorfología, Neotectónica, piedemonte, abanico deltáico, Plioceno medio. Key words: Geomorphology, Neotectonics, piedmont, fan delta, Middle Pliocene.

1. INTRODUCCIÓN

La Sierra de Mijas es una elevación montañosa de naturaleza básicamente marmórea, de edad triásica, que se orienta E-W según una antiforma de la misma dirección. Tectonicamente forma parte de las Zonas Internas de la Cordillera Bética, dentro del Complejo Alpujárride. El piedemonte de la Sierra de Torremolinos inicia su historia geomorfológica a partir del Mioceno superior y ha conformado sus rasgos principales en función de movimientos tectónicos en la vertical (horst-graben) y fluctuaciones del nivel del mar. Los cambios climáticos sólo han influido en los procesos dinámicos y edafo-alterológicos. Las superficies erosivas de piedemonte (Fig. 1), hasta ahora cartografiadas (Rodríguez-Vidal et al., 2007), se

localizan a altitudes de 700-450 m, 350-300 m, 250-220 m y 200-140 m.

Fig. 1. Piedemonte neógeno de glacis erosivos escalonados (1 a 3) y corte transversal de los

depósitos de cono aluvial continental (CA) que enlaza con el glacis inferior (4) a 160 m de altitud.

Esta última superficie se correspondería con la construcción de pequeños abanicos deltáicos que flanquearían la Sierra de Torremolinos a una cota

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actual, de antiguo nivel del mar, de ~160 m. El objetivo principal de este trabajo es situar cronológicamente este nivel inferior de piedemonte y caracterizar su génesis, pudiendo ser así utilizado como nivel-guía en las reconstrucciones geomorfológicas regionales.

2. EL PLIOCENO DE MÁLAGA

En los depósitos pliocenos de la cuenca de Estepona se encuentran algunos de los yacimientos fosilíferos más ricos y con mayor diversidad faunística, principalmente de moluscos marinos, del dominio Mediterráneo; sin embargo, la atribución cronológica de estos yacimientos ha sido hasta ahora controvertida, ya que se asimilaban a todo el Plioceno, principalmente al Plioceno superior. Los trabajos recientes de Aguirre et al. (2004 y 2005) de los foraminíferos planctónicos y del nanoplancton calcáreo, permiten atribuir estos yacimientos al techo del Plioceno inferior (Zancliense) y a la base del Plioceno medio (Piacenziense). En concreto, se podría incluir dentro de las biozonas CN11b y CN12a de nanoplancton calcáreo, que se extienden entre 4,18 y 2,79 Ma.

La serie de Torremolinos El piedemonte sedimentario de la Sierra de Torremolinos ya fue estudiado por Lhenaff (1981), suponiendo una edad Villafranquiense para estos depósitos. Además, realizó una somera descripción de la serie terminal del Plioceno inferior marino, asumiendo una génesis continental. La serie que aquí estudiamos es la misma que la de Lhenaff, y la denominamos con su topónimo local de “Tajo Colorado”. Se observa claramente el tránsito de las típicas margas arenosas del Plioceno inferior a un depósito detrítico grueso, de color rojizo, y muy cementado, que resalta fuertemente en

el relieve. Contrariamente a lo observado por Lhenaff, nosotros encontramos abundantes restos fósiles, sobre todo de bivalvos, típicos del Plioceno de la costa malagueña. La asociación faunística de moluscos marinos, aunque no tan variada como en otros yacimientos costeros, es semejante a la descrita en la cuenca de Estepona, asignada recientemente al tránsito entre Plioceno inferior-medio (Aguirre et al., 2005). La serie estudiada en el Tajo Colorado podemos dividirla, de muro a techo, en cinco tramos (Fig. 2): 1. El tramo (a) está formado por unos 20 m de limos arenosos carbonatados, de color amarillento, muy ricos en microfauna y aspecto muy masivo y homogéneo. Contiene restos dispersos de bivalvos (Ostrea edulis, Spondylussp. Pecten sp.) y cirrípedos (Balanussp.). 2. Hacia techo, y mediante una suave disconformidad erosiva, se deposita sobre los limos un nivel de potencia variable (entre 20 y 50 cm) constituido por arenas finas con gravas y cantos pequeños de cuarzo (“b” en figura 2). Tanto las arenas, como los cantos y gravas, presentan un grado de madurez composicional y textural elevado. 3. Suprayacente a las arenas se observa un nuevo tramo formado por 1,5 m de arenas medias-finas que presentan un índice de icnofábrica muy elevado, que borra por completo cualquier rastro de la organización original del sedimento (“c” en figura 2). Aunque, de forma puntual, se han identificado galerías horizontales de grandes dimensiones del icnogénero Thalassionides. En general, la mayor parte de la bioturbación que afecta a este tramo es deformativa (mottling). 4. El tramo (d), está formado por un paquete de 1,2 m de arenas medias-finas muy cementadas y bien calibradas, que se depositan sobre el tramo (c) mediante una superficie erosiva y alabeada mal


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desarrollada. Estas arenas presentan, a diferentes alturas dentro del tramo, varios niveles microconglomeráticos y filas de cantos y bloques de mármol de subangulosos a subredondeados, acom-pañados por pequeños cantos de cuarzo y fragmentos y valvas completas del ostréido Ostrea edulis. Las arenas están compuestas por granos redondeados y subredondeados de cuarzo, cantidades importantes de ilmenita y, en menor

medida, de mármol, que aparecen fuertemente cementadas por carbonatos procedentes del área fuente. La matriz de este sedimento contiene cantidades importantes de arcillas de descalcificación, que dotan al sedimento de tonalidades rojizas y rosáceas. El estado tafonómico de los ostréidos es variable, aunque casi siempre aparecen desarticulados y fragmentados.

Fig. 2. Sección estratigráfica (A) y fotografía de campo (B) de los depósitos terminales de la serie del Tajo Colorado.

5. El tramo (e) se compone de una brecha calcárea formada por cantos y bloques de mármol, de angulosos a subredondeados, y tamaño polimodal (de 3 a 35 cm de diámetro) que puede presentar escasos fragmentos de ostréidos y cantos de cuarzo. El tramo posee una potencia de 1,6 metros y base plana. El contacto con el tramo inferior es neto y buza ligeramente al Sur entre 2º y 4º. La organización interna de este depósito es compleja, ya que experi-menta cambios bruscos tanto lateral

como verticalmente. Suele presentar una organización interna masiva y textura matriz-sostenida (aunque con una gran densidad de clastos), si bien posee intercalaciones más areniscosas y microconglomeráticas, con porcentajes más elevados de cantos de cuarzo y fragmentos de ostréidos. Las estructuras sedimentarias son raras, a excepción de algunas estratificaciones cruzadas e inclinadas bidireccionales observables en estos intervalos de granulometría más fina. La composición y textura de

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la matriz de la brecha es muy similar a la descrita en el tramo (d), aunque presenta un mayor contenido en sedimento arcilloso -lo que confiere al depósito una tonalidad más rojiza- y cantidades considerablemente menores de granos de cuarzo. La fauna fósil encontrada en los tramos altos de esta serie del Tajo Colorado corresponde a: Balanus perforatus, Anomia ephippium (Linné 1758), Glycymeris bimaculata (Poli 1795), Ostrea edulis (Linné 1758), Pecten jacobaeus (Linné 1758) y Spondylus crassicosta (Lamarck 1819).

3. CONCLUSIONES

La semejanza faunística y sedimento-lógica del afloramiento plioceno del Tajo Colorado (Torremolinos), con los estudiados detalladamente en la costa de Estepona, permite asignarle una cronología de Plioceno medio inicial (~3 Ma, Aguirre et al., 2005), así como a los modelados continentales vinculados con estos depósitos. El aspecto cartográfico y morfológico del glacis del arroyo del Pedregal (Tajo Colorado), así como la secuencia estratigráfica y su contenido faunístico, lo interpretamos como la construcción de un pequeño abanico deltáico al pie de la Sierra de Mijas, que rellenó un valle fluvial invadido por ascensos fluctuantes del nivel marino durante el Plioceno inferior-medio. El tramo final, a techo del abanico, demuestra el tránsito longitudinal del medio continental a otro marino somero, en una situación generalizada de highstandmarino. La máxima altitud alcanzada por la línea de costa debió estar a ~160 metros s.n.m. (sumados los efectos tectónicos posteriores), enlazando con un pedimento que se extendía hacia el pie de la sierra hasta los ~200 m de altitud. La amplia representación morfológica de esta superficie en las sierras costeras

béticas, la certifica como un buen nivel guía de significado cronológico y morfoestratigráfico.

Agradecimientos Este trabajo es una contribución al Proyecto “Prospección Arqueológica Superficial del Término Municipal de Torremolinos” autorizado por la Consejería de Cultura de la Junta de Andalucía y patrocinado por el Ayuntamiento de Torremolinos y ha sido cofinanciado por el proyecto de la DGI (Ministerio de Educación y Ciencia): CGL2006-01412/BTE.

REFERENCIAS

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Cronología de las tobas de ladera del río de Las Parras (Cordillera Ibérica, Teruel)

B. Valero-Garcés (1), A. Moreno (1, 2), M. Morellón (1), J.P. Corella (1), P. González- Sampériz (1) y P. Mata (3)

(1) Instituto Pirenaico de Ecología (IPE) – CSIC. Avda. Montañana 1005. 50080 Zaragoza. [email protected] (2) Limnological Research Center (LRC). Department of Geology and Geophysics. University of Minnesota.

220 Pillsbury Hall / 310 Pillsbury Drive S.E. MN 55455-0219 Minneapolis, USA.(3) Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales. Universidad de Cádiz. Polígono Río San Pedro s/n. 11510

Puerto Real (Cádiz)

Abstract Chronology of the perched springline tufa buildings in Las Parras River (Iberian Range, Teruel Province, Spain) Tufa build-ups in the headwaters of the Las Parras River (Río Martín watershed, Iberian Range, Teruel province) occurred as: large phytoherm dominated by cascade facies in the narrow gorges, ii) fluviatile and lacustrine tufas in open valleys, and iii) perched springline tufas. A preliminary chronology of a perched springline tufa complex associated to the Batán spring and composed of three terraces has been established with U/Th analyses. The upper terrace is the largest and it formed between 197 ± 9 y 148 ± 2 ka. The intermediate terrace is less developed at it formed at 44 ±1 ka. The lower terrace is associated to fluvial and barrage build-ups in the river valley and deposited in the Early Holocene (4.6 ±0.6 y 6.5 ± 0.8 ka). These results suggest that the two major phases of tufa aggradation occurred during the MIS 7 and 5 and the Early Holocene, similarly to other sites in the Iberian Península.

Palabras clave: tobas, Cordillera Ibérica, paleohidrología, Cuaternario Superior. Key words: springline tufa, Iberian Range, palaeohydrology, Late Quaternary.

1. LAS TOBAS DE LA CABECERA DEL RÍO DE LAS PARRAS

El río de Las Parras, afluente del río Martín (Sierra de San Just, Cordillera Ibérica, provincia de Teruel) discurre en cabecera por tramos encajados en los materiales carbonatados del Cretácico (IGME, 1979). La naturaleza calcárea del terreno y de las aguas, la presencia de manantiales asociados a fallas y las peculiaridades de los cauces fluviales, en particular la presencia de “estrechos” en los tramos del río que atraviesan las formaciones calizas cretácicas han sido determinantes para el desarrollo de edificios tobáceos durante el Cuaternario. Presentamos aquí la datación preliminar de las formaciones tobáceas de ladera asociadas a un manantial (Fuente de Batán) y que han

permitido identificar distintas etapas en la evolución y su posible relación con cambios climáticos a lo largo del Pleistoceno Superior y Holoceno.

2. METODOLOGÍA

Los afloramientos se reconocieron en el campo y con ayuda de fotografías aéreas y las facies presentes se cartografiaron e identificaron. En cada terraza tobácea se seleccionaron dos muestras para datación mediante U/Th con criterios estratigráficos (base y techo) y de facies (carbonatos más puros para minimizar el contenido en Th detrítico). La datación se llevó a cabo en el Laboratorio de Isótopos Estables de la Universidad de Minnesota (E.E.U.U.), siguiendo el método establecido por Edwards et al. (1987) y se realizaron

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repeticiones de muestras obtenidas en el mismo nivel.

Fig. 1. A: Localización de la cuenca alta de Río de Las Parras en la Cuenca del Ebro. B: Situación de los edificios tobáceos de Cueva de Las Brujas (1); Terrazas del Río de Las Parras (inferior (2), intermedia (3) y superior (4)); y Hocino de El Pajazo (5).

3. RESULTADOS

Acumulaciones tobáceas del río de Las Parras En los valles del río de Las Parras y de sus afluentes (Río Sargal y Barranco Ancho) aparecen distintos tipos de tobas, según la clasificación de Pedley (1990): i) fluviales en el curso del río; ii) lacustres asociadas a diques, iii) relacionadas con manantiales en laderas y iv) asociadas a estrechamientos del cauce y rupturas de pendiente. Los principales edificios tobáceos se desarrollan en los estrechos del río de las Parras (Cueva de las Brujas, Hocino de Las Parras de Martín y Hocino de El Pajazo) y del río Sargal (Fig. 1B). Se trata de edificios polifásicos de decenas de metros de potencia, con varios niveles de terrazas y dominadas por facies de musgos y de cascada. En los tramos fluviales más abiertos aparecen acumulaciones tobáceas dentro del

mismo cauce con desarrollo de diques y facies de fitoclastos y de represamiento lacustre, particularmente al norte del pueblo de Las Parras de Martín (Fig. 1B). El complejo de acumulaciones de ladera que describimos en esta comunicación se sitúa junto a la Fuente Batán (Fig. 1B).

Las tobas de fuentes de ladera del río de Las Parras En la ladera occidental del río de Las Parras se reconocen tres terrazas tobáceas. La superior (a unos 120 m por encima del cauce del río actual) presenta una típica morfología en cuña con unos 120 m de longitud máxima, 50 m de máxima potencia y una superficie plana aterrazada de aproximadamente 1 ha (Fig. 2). Está compuesta por dos unidades estratigráficas principales: las facies laminadas de musgos, estromatolíticas y de cascada dominan en la unidad inferior y las facies más detríticas y oquerosas en la superior.

Fig. 2. Vista lateral de la terraza tobácea superior del río de Las Parras. Obsérvese la morfología de cuña y el techo plano.

La formación de la terraza se produjo entre 197 ± 9 y 148 ± 2 ka. La terraza intermedia (a unos 60 m por encima del cauce) es la menos desarrollada, con una potencia inferior a los 10 m y con abundantes facies de fitoclastos. La datación U/Th proporciona una edad de 44 ±1 ka. La terraza inferior se localiza en el cauce y está asociada a una


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acumulación tobácea fluvial que aparece a ambos lados del cauce y bloqueó el río aguas abajo.

Fig. 3. Edificio tobáceo inferior en el cauce del río de las Parras (parte superior de la fotografía). Facies lacustres (parte de abajo de la fotografía) se depositaron cuando el cauce del río fue represado por edificios tobaceos asociados a esta fase. Las gravas corresponden a la fase de incisión posterior al Holoceno medio.

La distribución de facies es compleja, e incluye biohermos de facies de musgos, diques, fitoclastos y facies detriticas. Su

edad sería Holoceno inferior-Medio (entre 4.6 ±0.6 y 6.5 ± 0.8 ka). Las características de estas terrazas las identifican como edificios tobáceos generados por la actividad de manantiales de ladera. Los cambios en el caudal y el descenso del nivel topográfico de descarga de las fuentes a lo largo del Pleistoceno y Holoceno serían los responsables de la génesis de las tres terrazas. En la actualidad, la Fuente de Batán drena en el cauce del río, al pie de las terrazas.

La cronología de estas terrazas tobáceas es coherente con las grandes etapas de formación de tobas descritas para la Península Ibérica y que corresponden a períodos interglaciares caracterizados por mayor disponibilidad hídrica (Durán, 1989; Ordóñez et al., 2005, Valero Garcés et al., 2008). La edad de la terraza superior correspondería a la fase del Pleistoceno Superior identificada en la Cordillera Ibérica, aunque con cierta diacronía (200 – 150 ka; Valero-Garcés et al, 2008; Peña et al., 2000). La terraza inferior correspondería a la etapa húmeda del Holoceno temprano ampliamente detectada en otros registros peninsulares y europeos (Valero-Garcés et al., 2008).

TABLA I. EDADES U/Th OBTENIDAS PARA LAS MUESTRAS DE LAS PARRAS (LP) Y BATÁN (BATAN-7)

Muestra

Situación 238Uppb

232Thppt 234U [230Th/238U]

[230Th/232Th]ppm

Edadcorregida

(años BP)

LP-4Techo Terraza

Superior 295 ± 1 15772 ±74 206,3 ± 1,9 1,04522 ± 0,00736 322,4 ± 2,7 194.096,3 ± 3683,6

LP-4Techo Terraza

Superior 274 ± 1 4533 ± 29 215,4 ± 5,3 1,05660 ± 0,01301 1053,6 ± 14,2 195.839,3 ± 6744,0

LP-2Base Terraza

Superior 330 ± 1 14313 ±47 217,3 ± 2,2 0,93632 ± 0,00566 356,2 ± 2,4 147.692,1 ± 1955,8

LP-2Base Terraza

Superior 262 ± 1 6064 ± 44 225,7 ± 13,2 0,94753 ± 0,02048 673,5 ± 14,9 149.340,3 ± 7542,5

LP-1Techo Terraza

Superior 229 ± 1 11529 ±77 263,3 ± 8,3 1,10915± 0,01912 362,5 ± 6,6 196.678,4 ± 9536,4

LP-1Techo Terraza

Superior 250 ± 0 32237 ±142 252,0 ± 3,1 1,05670 ± 0,01125 134,9 ± 1,5 177.439,6 ± 4767,7

LP-5Terraza

Intermedia 213 ± 0 22821± 113 323,9 ± 3,3 0,46471 ± 0,00727 71,6 ± 1,2 43.909,7 ± 1456,9

BATAN-7Terraza inferior 258 ± 1 1229 ± 38 494,6 ± 7,3 0,07272 ± 0,00556 27,5 ± 2,1 4.572,6 ± 598,9

BATAN-7Terraza inferior 316± 1 24034 ±79 495,2 ± 3,2 0,10643 ± 0,00325 23,0 ± 0,7 6.532,6 ± 787,1

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El menor desarrollo de la terraza intermedia es coherente con la menor intensidad de esta fase en la cordillera Ibérica. El encajamiento de la red fluvial se ha producido a partir del Holoceno medio

CONCLUSIONES

La datación de las edificios tobáceos asociados a manantiales de ladera en la cabecera del río de Las Parras ha permitido identificar tres fases principales de crecimiento. La fase principal ocurrió entre los 195 y los 145 ka, esto es se inició a finales de estado isotópico marino 7 y continuó durante todo el periodo glaciar 6. La Fase intermedia fue de menor intensidad y se desarrolló durante el estadio isotópico 3, en torno a los 43 ka. La última reactivación ocurrió en el Holoceno Inferior-Medio (4-6 ka). Estos tres episodios coinciden temporalmente con etapas de desarrollo de tobas identificadas en la Península Ibérica y confirman una mayor actividad de los sistemas hidrogeológicos kársticos endógenos y exógenos durante los períodos interglaciares 7-5 y 1.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado mediante el proyecto 021673: “Iberian high-resolution terrestrial archives: timing and mechanisms of abrupt climate change during the Holocene”(IBERABRUPT), (UE – programa Marie Curie).

REFERENCIAS Durán, J.J. (1989). Geocronología de los

depósitos asociados al karst en España. En: Durán, J.J. y Martínez, J. (eds.). ElKarst en España. Monografía SEG 4, 234-256.

Edwards, R.L., Chen, J.H., Wasserburg, G.J. (1987). 238U–234U–230Th–232Th systematics and the precise measurement of time over the past

500,000 years. Earth Planet. Sci. Lett.81, 175–192.

IGME (1979). Mapa Geológico de España. Hoja 517 Argente. IGME, Madrid

Ordóñez, S., Gonzalez Martin, J. A., Garcia del Cura, M. A., and Pedley, H. M. (2005). Temperate and semi-arid tufas in the Pleistocene to Recent fluvial barrage system in the Mediterranean area: The Ruidera Lakes Natural Park (Central Spain). Geomorphology 69, 332-350.

Ordóñez, S., González Martín, J.A., Fernández, A., García del Cura, M.A., 1990. Datación radiogénica (U234/U238 y Th230/U234) de los sistemas travertínicos del Alto Tajo (Guadalajara). Geogaceta8, 53-56.

Pedley, H.M., González Martín, J.A., Ordóñez, S., García del Cura, M.A., (2003). Sedimentology of Quaternary perched spring line and paludal tufas: criteria for recognition, with examples from Guadalajara Province, Spain. Sedimentology 50, 23-44.

Peña, J.L., Sancho, C., Lozano, M.V. (2000). Climatic and tectonic significance of late Pleistocene and Holocene tufa deposits in the Mijares River Canyon, Eastern Iberian Range, Northeast Spain. Earth Surface Processes and Landforms 25, 1403-1418.

Valero Garcés, B.L., Moreno, A., Navas, A. Mata P.M., Machin, J., Delado Huertas, A., González-Sampériz, P., Schwalb, A., Morellón, M., Hai Cheng, and Edwards, R.L. (2008). The Taravilla lake and tufa deposits (Central Iberian Range, Spain) as palaeohydrological and palaeoclimatic indicators. Paleogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology. 259: 136-156


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Cambios de erosión del suelo reflejados en el registro sedimentario de la Laguna de Zoñar (Córdoba)

durante los últimos 50 años.

Martín-Puertas, C1., Valero-Garcés, B.L2., Mata, M.P1, Moreno, A2. J. Sigro3 y M. Brunet3

(1) Departamento Ciencias de la Tierra. CASEM. Universidad de Cádiz. E-11510, Puerto Real, Cádiz. Spain. [email protected]

(2) Instituto Pirenaico de Ecología, IPE-CSIC. Apdo 202, E- 50080, Zaragoza, Spain (3) Departamento de Geografía, University Rovira i Virgili, Pza. Tarraco, 1 43071, Tarragona.

Abstract

Soil erosion changes based on the Zoñar Lake (Córdoba) sedimentary archives during the last 50 years.

High resolution sedimentological and geochemical analyses of the Zoñar Lake (Córdoba province) sedimentary sequence provide a detailed record of lacustrine and watershed processes during the last decades of the lake’s history. Soil erosion played a main role in the depositional regimen of Zoñar Lake and massive detrital sediments were deposited during the last 50 years as a consequence of increased farming activity in the watershed. Increased human activities determine two periods of high detrital inputs as a consequence of intense soil erosion: i) 1963 and 1972; and ii) after 1983. A decrease of soil erosion during 1972 – 1980 correlates with a decrease in farming activities and a more arid period.

Palabras clave: depósitos lacustres, erosión del suelo, restauración, Laguna de Zoñar Key words: lacustrine deposits, soil erosion, restoration, Laguna Zoñar

1. INTRODUCCIÓN

La alta sensibilidad de los ecosistemas lacustres a factores externos e internos los convierte en excelentes, aunque complejos, archivos de cambios ambientales pasados. Para identificar estos cambios es preciso disponer de registros sedimentarios bien datados que nos permitan realizar estudios paleolimnogeológicos y reconstruir la variabilidad ambiental y climática. En los lagos de la Península Ibérica, durante los últimos siglos la influencia antrópica ha tenido un papel importante en el control del régimen sedimentario, teniendo en cuenta el intenso uso del suelo de las cuencas de recepción y de los recursos hídricos. En las últimas décadas, diversos planes de protección de reservas naturales han intentado racionalizar sobre bases científicas la gestión de estos humedales. Sin embargo, la discriminación de la señal

climática y antrópica en el registro sedimentario es complicada en la mayoría de los casos.

La Laguna de Zoñar tiene un registro largo (4000 años) y de resolución suficiente (anual en algunas secciones) para realizar este tipo de estudios. Por su localización, situada entre los municipios de Aguilar de la Frontera y Puente Genil y entre grandes campos de olivo, la cuenca de recepción ha sido intensamente explotada y las aguas de la laguna utilizadas por el hombre hasta 1982 cuando fue declarada área protegida.

Los procesos de erosión asociados tanto a las altas tasas de escorrentía como propiciados por una disminución de la cobertera vegetal o usos del suelo pueden ser identificados en los registros sedimentarios lacustres como facies más detríticas en comparación con los intervalos donde predominan los procesos lacustres.

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En este estudio se ha llevado a cabo la identificación y determinación de los principales eventos erosivos que han tenido lugar en la cuenca de la Laguna de Zoñar durante los últimos 50 años mediante el análisis geoquímico, sedimentológico y su comparación con el régimen de precipitaciones y de los principales usos del suelo de la zona.

2. ÁREA DE ESTUDIO

La laguna de Zoñar está localizada al sur de la cuenca del rio Guadalquivir cerca del dominio tectónico Sub-Bético. La cuenca de drenaje está formada por formaciones marinas sobre depósitos alóctonos sub-béticos durante el Mioceno Superior y rocas triásicas compuestas de carbonatos, arcillas y evaporitas. Zoñar está localizada en la Campiña cordobesa, caracterizada por la existencia de numerosas laguna efímeras de origen kárstico. Sin embargo, Zoñar junto a Rincón y Amarga son lagunas permanentes de agua salobre. Los alrededores de la laguna son campos de cultivo de olivo y cereal principalmente. El conjunto de 10 lagunas que forman el humedal de la campiña cordobesa fue declarado Área Protegida en 1982. La principal fuente de alimentación de la laguna son los manantiales de Zoñar,

Escobar y Eucaliptos (Fig.1). Las entradas por lluvia (0.177 Hm3) y los procesos de evaporación (0.8 Hm3 año-

1), que es el único mecanismo de salida de agua, hacen que la laguna tenga un balance hídrico negativo (Enadimsa, 1989).

3. METODOLOGÍA

Se tomaron cuatro sondeos Kullenberg (Valero-Garcés et al., 2006; Martín-Puertas et al., in press) y dos testigos de gravedad en los que queda preservada la interface sedimento-agua durante la campaña LIMNOCLIBER 2004 (Fig. 1). El análisis sedimentario y descripción de facies sedimentarias se ha llevado a cabo siguiendo el procedimiento descrito por Schnurrenberger et al. (2003); el análisis geoquímico se ha realizado con un escáner de fluorescencia de rayos X en el Large Lake Observatory (Universidad de Minnesota, Duluth). El modelo de edad para el registro sedimentario de la laguna de Zoñar está basado en dataciones de 14C y 137Cs.


El registro sedimentario de los últimos 50 años en la laguna de Zoñar está compuesto por una sucesión de sedimentos masivos de origen detrítico y sedimentos con laminación orgánica formados por comunidades bentónicas de origen algal y diatomítico (Valero-Garcés et al., 2006; Martín-Puertas et al., in press). La laminación indica unas condiciones del lago estables y adecuadas para la conservación de láminas ente 1972 y 1983. Los depósitos masivos tienen escasa materia orgánica (2% carbono orgánico total). Son ricos en minerales de la arcilla, carbonatos y cuarzo lo que indica un alto aporte detrítico al lago y un

Fig. 1. Localización de la Laguna de Zoñar. Foto aérea de la Laguna. La batimetría y la situación de los manantiales y los sondeos están superpuestos en la foto. Modificado de Martín-Puertas et al., in


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aumento de los procesos de erosión del suelo. Este aumento en la tasa de erosión durante los últimos cincuenta años está asociado al incremento de las prácticas agrícolas en la cuenca de la laguna. La influencia antrópica es un factor predominante y la actividad agraria intensa es la principal responsable de la alta tasa de erosión registrada en el lago (1.8cm/año). Los estudios paleolimnógicos de la Laguna de Zoñar (Valero-Garcés et al., 2006; Martín-Puertas et al., in press) muestran que la vegetación dominante, representada por olivo, no ha sufrido cambios considerables durante la última mitad del siglo XX. En el registro sedimentario descrito se distinguen dos periodos de elevada tasa de erosión: i) desde 1963 a 1972; y ii) desde 1982 hasta la actualidad. Ambos periodos se caracterizan por un alto aporte de componente detrítico representado por un aumento en elementos ligados al componente litogénico como el Fe, K (Fig. 2). El claro incremento en metales como el cobre, indica un aumento del uso de fertilizantes a partir de los años 60.

Durante los años 60 y 70 las aguas de los manantiales que vierten a la laguna (Fig. 1) estuvieron derivadas para uso humano, principalmente para labores de regadío y agua de boca, descendiendo el nivel del lago; a partir de 1982 la laguna fue declarada Área Protegida por lo que la derivación de las aguas cesó, ocasionando un aumento del nivel del lago. Durante 1972-1983 se observa una disminución de la tasa de aporte detrítico, el mejor desarrollo de un ecosistema bentónico y condiciones adecuadas para la preservación de la laminación: disminuye la removilización de particulas del fondo y la turbidez y se estima un aumento en los nutrientes y de la producción y preservación de la materia orgánica en los sedimentos. Los datos meteorológicos indican un aumento de la temperatura y un periodo más seco que habría favorecido un descenso del nivel del lago. Sin embargo un cambio tan rápido en el tipo de depósito parece estar más vinculado a una disminución de la actividad agrícola como consecuencia de la crisis agraria de 1972-1986 en la que se

Fig. 2. Correlación de los sondeos obtenidos en la Laguna de Zoñar. Composición geoquímica, elementos mayoritarios (Si, K, Fe) y metales trazas (Ni, Cu, Zn) expresados en cuentas totales. Los elementos químicos fueron medido en el sondeo de gravedad 1D. Datos de la oscilación de la temperatura media anual para el sur de la Peninsula Ibérica, media anual de precipitación a partir de estaciones meteorológicas de Granada, Málaga y Sevilla.

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arrancaron 340.000 hectáreas de campos de olivo en Andalucía occidental (García-Brenes, 2006). Al revés de lo esperado, esta disminución de la cobertura vegetal, no afecto tanto a los alrededores de la laguna, en cuanto a un aumento de la erosión del suelo, sino como a una disminución de la actividad humana relacionada con la producción agrícola, favoreciendo así la sedimentación natural en relación con los procesos puramente lacustres.

5. CONCLUSIONES

Durante los últimos 50 años, los sedimentos de la laguna de Zoñar reflejan una gran antropización que interacciona con la señal climática. Los principales cambios en el tipo de depósito se relacionan con la gestión y el uso del terreno. Así durante 1963-1972 y 1983-2004, el aumento del material detrítico se debe a un incremento de la erosión del suelo atribuida a una intensificación de la actividad agraria. Además, estos periodos incluyen los años más húmedos (1963, 1969, 1989 y 1996), involucrando procesos de escorrentía. Por el contrario, desde 1972 hasta 1983 la respuesta natural de la laguna es más evidente debido a una menor actividad agraria y un menor aporte detrítico, que actúa como máscara de los procesos lacustres durante los periodos anteriores.

Agradecimientos Agradecemos a los proyectos REN2003 - 09130-C02-02/CLI: LIMNOCLIBER y LIMNOCAL REN2006 CGL2006 - 13327-C04-01 por su financiación. Al Limnological Research Center (LRC-University of Minnesota) por su participación en el trabajo de campo y a la Junta de Andalucía y el Patronato de Humedales de Córdoba, por facilitarnos los medios y permisos necesarios durante la toma de sondeos.

REFERENCIAS

Emadimsa (1989). Estudio hidrogeológico de la laguna de Zoñar. Junta de Andalucía. Agencia de Medio Ambiente, 125 pp.

García-Brenes, M.D (2006) Reestructuración, explotaciones unifamiliares y el cultivo del olivar en Andalucía. Economía, Sociedad y Territorio 21: 119-150.

Martín-Puertas, C., Valero-Garcés, B.L., Mata, M.P., González-Sampériz, P., Bao, R., Moreno, A and Stefanova, V. (in press). Arid and Humid Phases in Southern Sapin during the Last 4000 years: The Zoñar Lake Record, Córdoba. The Holocene.

Valero-Garcés, B.L., González-Sampériz, P., Navas, A., Machín, J., Mata, M.P., Delgado-Huertas, A., Bao, R., Moreno, A., Carrión, J.S., Schwalb, A and González-Barrios, A.J. (2006). Human impact since medieval times and recent ecological restoration in a Mediterranan lake: the Laguna Zoñar, Southern Spain. Journal of Paleolimnology 35: 441-465.


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Actividad paleohidrológica del Polje de Saganta durante los últimos 200.000 años: las tobas de

Camporrells - Estopiñán (Huesca)

M. Morellón (1), A. Moreno (1, 2), B. Valero-Garcés (1), C. Sancho-Marcén (3), J. P. Corella (1), M. Rico (1), y P. Mata (4)

(1) Instituto Pirenaico de Ecología (IPE) – CSIC. Avda. Montañana 1005. 50080 Zaragoza. [email protected]

(2) Limnological Research Center (LRC). Department of Geology and Geophysics. University of Minnesota. 220 Pillsbury Hall / 310 Pillsbury Drive S.E. MN 55455-0219 Minneapolis, USA.

(3) Departamento de Ciencias de la Tierra. Universidad de Zaragoza. Calle Pedro Cerbuna s/n. 50009 Zaragoza(4) Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales. Universidad de Cádiz. Polígono Río San Pedro s/n. 11510 Puerto

Real (Cádiz)

Abstract

Palaeohydrological activity of the Saganta Polje during the last 200,000 years: the Camporrells - Estopiñán tufa deposits (Huesca province, NE Spain) The Saganta Polje is a 75 km2 depression located in the External Ranges of the Pyrenees (NE Spain). The outcropping of evaporitic and calcareous formations has favoured the development of karstic depressions and tufa deposits during the Quaternary. Preliminary U/Th and 14C AMS dating of tufa and fluvial deposits suggest 3 main stages of more intense hydrogeological activity in the Late Quaternary evolution of the polje: i) ca. 210.000 yrs BP, ii) ca. 82.000 yrs BP and iii) ca. 7.000 yrs BP. These episodes coincide with the major phases of tufa aggradation in the Iberian Peninsula in interglacial periods, and the last one coincide with a high lake level Early Holocene period in Lake Estanya, coherent with most Iberian records. Further research will clarify the chronology and spatial extent of these phases and their relation with other paleoclimatic records of NE Spain.

Palabras clave: Polje de Saganta, travertinos, Lago de Estanya, paleohidrología, Cuaternario Superior. Key words: Saganta Polje, tufa, Lake Estanya, palaeohydrology, Late Quaternary.

1. EL POLJE DE SAGANTA

El polje de Saganta es una depresión kárstica de aproximadamente 75 km2

que se extiende alrededor del Sinclinal de Estopiñán (fig. 1), en la zona de transición entre las Sierras Exteriores aragonesas y catalanas, en el este de la provincia de Huesca (Sancho-Marcén, 1988). El afloramiento de litologías carbonatadas y yesíferas y el drenaje del polje han favorecido el desarrollo de depresiones internas kársticas y la formación de edificios tobáceos desde el Plioceno-Pleistoceno. El estudio geomorfológico y la datación preliminar

de estas formaciones tobáceas y su relación con la evolución de las Lagunas de Estanya permite identificar distintas etapas en la evolución de este paisaje kárstico y su posible relación con cambios climáticos a lo largo del Pleistoceno Superior y Holoceno.

2. LAS TOBAS DEL SINCLINAL DE ESTOPIÑÁN

El contacto entre las calizas eocenas del Sinclinal de Estopiñán (acuífero) y las facies Keuper (acuitardo) ha favorecido la formación de diversos manantiales de aguas bicarbonatado-cálcicas (Villa y

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Fig. 1. Mapa geológico del Sinclinal de Estopiñán (modificado de Sancho-Marcén, 1988). Los afloramientos de tobas calcáreas (El Molá y Camporrells) y depósitos fluviolacustres recientes (Font Redona) estudiado, aparecen

indicados con un asterisco.

Gracia, 2004). En relación con estas surgencias, durante el Cuaternario se han desarrollado sistemas tobáceos (actualmente inactivos). Este estudio se centra en el sistema de tobas fluviales desarrollado en el Barranco del Molino del Pubill, (afluente del Noguera-Ribagorzana), en las proximidades de Camporrells (Huesca) y en unos depósitos fluviolacustres junto a la Font Redona cercana a la localidad de Estopiñán del Castillo (Huesca) (fig. 1).

3. METODOLOGÍA

Los afloramientos se identificaron gracias a diversas ortofotos disponibles y su estratigrafía fue descrita en sucesivas campañas de campo. De las muestras seleccionadas para datación mediante U/Th sólo se obtuvieron resultados válidos para 2 de ellas (Tabla I), debido al alto contenido en Th detrítico. La datación se llevó a cabo en el Laboratorio de Isótopos Estables de la Universidad de Minnesota (EE.UU.), siguiendo el método establecido por Edwards et al. (1987). El depósito

fluvio-lacustre se dató mediante el análisis de 14C AMS de restos de microcarbones en el Poznan Radiocarbon Laboratory (Polonia). (Tabla II).

4. RESULTADOS

Los afloramientos de la cabecera del Barranco del Molino del Pubill (El Molá) están formados, por facies de represamiento, constituidas por acumulaciones de fitoclastos con intercalaciones de niveles margosos (fig. 2A). Estos niveles tienen un espesor de hasta 20 m y su base se encuentra a una altura de 5 m respecto al cauce actual del río. La edad U/Th es de de 82.263 años (Tabla I). Aguas abajo, en el casco urbano de Camporrells aflora un edificio constituido por facies de barrera, con abundantes niveles de musgos y presencia de algunos fitoclastos de gran tamaño (fig. 2B). Estos depósitos se encuentran a 10 m por encima del nivel actual del río. La edad es de 210.926 años (Tabla I).


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TABLA I. EDADES U/TH OBTENIDAS PARA LAS MUESTRAS A (CAMPORRELLS) Y B (EL MOLÁ)

Muestra Peso(g)

238Uppb

232Thppt

234U [230Th/238U] [230Th/232Th]ppmd

Edades corregidas (años antes de la actualidad)

A 0.1131 660 ± 1 19.292 ± 70 540,3 ± 2.6 1,43310 ± 0,00743 807,8 ± 4,8 210.926,3 ± 3025,6

B 0.1108 446 ± 3 13.232 ± 48 686,7 ± 12.5 0,93761 ± 0,00868 520,4 ± 4,0 82.263,6 ± 1428,6

TABLA II. EDAD RADIOCARBÓNICA Y RESULTADO DE LA CALIBRACIÓN (CURVA INTCAL 04) OBTENIDA PARA LA MUESTRA C (FONT REDONA)

Muestra Código laboratorio

Edad 14C AMS (años B.P.)

Edad calibrada (curva INTCAL 04)(años calendario BP) (rango 2 )

Tipo de material

C Poz-12245 6110 ± 50 BP 7020 ± 100 BP Charcoal

La cronología de estos episodios de agradación de tobas coincide con las grandes etapas descritas para la Península Ibérica (Durán, 1989), en períodos interglaciares (estadios isotópicos 5a y 7c), caracterizados por condiciones templadas y húmedas (fig. 3B).

En la vertiente oriental del Sinclinal, junto al manantial conocido como Font Redona se ha encontrado un afloramiento con facies fluviolacustres de represamiento (fig. 2C), con un espesor aproximado de 3 m y que ha sido datado en 7.000 años (Tabla II). Su ubicación, prácticamente al mismo nivel que el arroyo que drena el manantial es coherente con esta edad holocena. La edad de estos depósitos coincide con una etapa húmeda en el Holoceno temprano descrita en el registro sedimentario de Estanya (Morellón et al., 2008) y ampliamente detectada en otros registros peninsulares y en otras latitudes.

5. CONCLUSIONES

La datación de edificios tobáceos y rellenos sedimentarios fluvio-lacustres del polje de Saganta ha permitido identificar tres fases principales de agradación en la evolución del sistema a

lo largo del Pleistoceno Superior y el Holoceno: alrededor de 210.000 años, 80.000 años y 7.000 años antes de la actualidad.

Fig. 2. Fotografías de los afloramientos tobáceos de El Molá (A) y Camporrells (B) y los depósitos fluviolacustres de Font Redona (C)

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Fig. 3: (A) Cronología de los depósitos estudiados (I: Font Redona, II, El Molá y III, Camporrells) y relación temporal de los mismos con respecto a las grandes fases climáticas de los últimos 200,000 años en la Península

Ibérica, representadas por el registro de Temperatura de la Superficie del Mar (TSM) de Martrat et al. (2004) y los estadios isotópicos marinos. (B) Detalle de la posición de la última fase de agradación en relación con la

reconstrucción hidrológica del Lago de Estanya (Morellón et al., 2008) .

El último de estos períodos coincide con una etapa húmeda en el Holoceno temprano identificada en el registro sedimentario del Lago de Estanya (Morellón et al., 2008), coherente con la mayoría de registros peninsulares y continentales. Estos tres episodios coinciden temporalmente con etapas de desarrollo travertínico identificadas en la Península Ibérica y confirman una mayor actividad de los sistemas hidrogeológicos kársticos exógenos durante los períodos interglaciares.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado mediante los proyectos 021673 IBERABRUPT, (UE – programa Marie Curie) y PM073/2007 “Los cambios climáticos abruptos y su impacto en los ecosistemas y las sociedades humanas en el Pirineo Central y Occidental.”(Gobierno de Aragón).

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83

Depósitos coluviales holocenos del NO peninsular: geoarchivos para la reconstrucción de la dinámica

geomorfológica

M. Costa-Casais (1), A. Martínez-Cortizas (2), J. Kaal (1), C. Ferro-Vázquez (1), F. Criado-Boado (1)

(1) Laboratorio de Arqueoloxía da Paisaxe (LAr), Instituto de Estudos Galegos Padre Sarmiento, IEGPS- CSIC-XuGa, c/ Rúa de San Roque, 2º, 15704. Compostela, España. E-mail address: [email protected]

(2) Edafología y Química Agrícola. Facultad de Biología, Campus Sur, Universidad de Santiago de Compostela (USC). 15782-Santiago de Compostela, España.

Abstract Colluvial deposits in NW Spain: Using geoarchives to reconstruct Holocene geomorphological dynamics

The aim of this research was to indentify relief units and determine the influence and control of relief structure on the formation, distribution and genesis of colluvial soils and sediments in the archaeological area of Campo Lameiro (NW Spain), as well as to relate it to the presence of rock carvings. We identified two main stratigraphic units: a basal inorganic layer represented by alluvial-colluvial sediments, dating to the Younger Dryas (13,000-11,500 cal. BP) and, a younger unit of Holocene colluvial/polycyclic soils. The oldest radiocarbon age for the soils of the youngest unit dates back to 11,240-11,130 cal. BP. From the mid Holocene onwards the dominant processes are erosion and accumulation, which implied a redistribution of the soil resource through time. Our research suggests that climate and human activities played an important role in the formation of the colluvial deposits. The geomorphological data together with other paleoenvironmental proxies define them as useful geoarchives for the reconstruction of Holocene environmental change.

Palabras clave: geomorfología, depósitos coluviales, Holoceno, NO España Key words: geomorphology, colluvial deposits, Holocene, NW Spain

1. INTRODUCCIÓN

Las formaciones superficiales del terreno contienen información inherente a su evolución geomorfológica. Entre ellas, los depósitos coluviales han sido reconocidos como geoarchivos de gran valor, tanto por su amplia distribución espacial como temporal (Leopold y Völkel, 2007). Registran cambios sucedidos en el paisaje a lo largo del Holoceno, y su formación está controlada por la interacción entre procesos edafogenéticos y sedimento-lógicos. Preservan información sobre los procesos morfogenéticos erosivos/ acumulativos, generados bajo el efecto directo del clima, de la actividad antrópica o de la interacción entre

ambos. Las condiciones climáticas (eventos de sequías o inundaciones, etc.) inducen cambios geomorfológicos en el terreno, pero es el “estado del paisaje” en el momento que actúan alguno de estos eventos el que controla y modula la magnitud y naturaleza de la respuesta geomorfológica (Brierley y Stankoviansky, 2002). La variabilidad de facies sedimentarias depende de diferentes factores -relieve, parámetros climáticos, área de deposición, presión de la actividad antrópica, tiempo de uso del suelo y la susceptibilidad del sedimento ante la erosión- que controlan su evolución en el tiempo (Leopold y Völkel, 2007). El objetivo de este trabajo es determinar la impronta geomorfológica registrada en las facies sedimentarias de los depósitos

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coluviales de Campo Lameiro (Pontevedra), a fin de identificar los procesos erosivos, sus causas y analizar la redistribución del recurso suelo.

2. LOCALIZACIÓN Y METODOLOGÍA

El lugar de estudio se circunscribe a la zona que ocupará el “Parque de Arte Rupestre de Campo Lameiro” (Pontevedra). Se trata de una superficie alomada, con altitudes medias de 250 m. Está individualizada por una red de fracturas de dirección preferente (N-S, E-O), que la red fluvial aprovecha para discurrir, y a partir de las cuales se estructura un paisaje granítico, formado por la intercalación de crestas graníticas -castle kopje- y vaguadas -depresiones alveolares. La roca exhumada aflora en las crestas y a media ladera, frente a los fondos de vaguada y alveolos. A partir de la interpretación de la fotografía aérea, se definieron las distintas unidades geomorfológicas, y se planificó la apertura de zanjas. Se abrieron 43, organizadas en diez sectores, según variedad topográfica y relación con restos arqueológicos (petroglifos), para obtener una información amplia y variada de los depósitos coluviales -facies, secuencias estratigráficas y variaciones morfosedi-mentarias. Se seleccionaron cinco perfiles, ubicados en posiciones topográficas diferentes, pero que mostraban un amplio desarrollo vertical, a los que se les realizó una analítica detallada de sus propiedades físico-químicas.


Las unidades geomorfológicas Los depósitos coluviales con mayor potencia y variedad de niveles estratigráficos se encuentran en las depresiones alveolares -macroformas cóncavas, que favorecen la captura y

almacenamiento de material procedente de la erosión de cimas y laderas. Según la forma, su localización y los depósitos que acogen, se han diferenciado cuatro tipos: los “erosivos-acumulativos”,“asimétricos en borde de cuenca”,“coalescentes” y “tipo o simétricos”(Fig. 1) (Costa-Casais et al. 2005; Costa-Casais, et al. a, b, en prensa).

Fig. 1. Los alveolos muestran una paleoforma variada, que dependen tanto de su ubicación en el

paisaje como de las características sedimentarias de los depósitos que los fosilizan.

Los rasgos morfosedimentarios de los depósitos están directamente relacio-nados con el tipo de paleoforma de la depresión. Dentro de una misma unidad geomorfológica, como los alveolos, las diferencias están definidas primero, y en sentido amplio, por su paleoforma y, a nivel de detalle, por el sector concreto que es fosilizado dentro del mismo -parte alta, media o baja. La complejidad de cada uno de los niveles en cuanto a variación de facies, granulometría y potencia alcanzada, depende de variables concretas: cercanía al área fuente, capacidad de arrastre ligado a la actividad del agua, grado de colmatación y su funcionalidad a lo


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largo del Holoceno -zona de canalización o captura de material.

3.2. Depósitos coluvio-aluviales Se han identificado dos unidades estratigráficas (Costa-Casais, et al. a, b, en prensa) (Fig. 2). Una basal, compuesta por gravas y cantos facetados, con bordes redondeados de cuarzo y granito, con intercalaciones de arenas subredondeadas, dispuestas en lentejones (cross-bed) y estructuras de tipo laminar. Esta formación coluvio-aluvial se formó, probablemente en el Dryas Reciente (13,000-11,500 cal. BP) (Martínez-Cortizas y Moares-Domínguez, 1995; Valcárcel Díaz, 1998), en un ambiente de alta energía, donde el agua sería el principal agente modelador. Esto es coherente con investigaciones recientes sobre la actividad fluvial en España que sugieren que ésta se incrementó en el 11,170-10,230 y 9,630-8,785 BP (Thorndycraft y Benito, 2006).

Fig. 2. Esquemas estratigráficos de dos depósitos coluviales ubicados en un alveolo “simétrico o tipo”

en los que se observan discontinuidades sedimentarias en su desarrollo vertical.

La segunda unidad está constituida por suelos policíclicos coluviales. Tienen color negruzco, son arenosos, ácidos y ricos en materia orgánica. La edad radiocarbónica más antigua obtenida para esta formación es 11,240-11,130 cal. BP. Su aparente homogeneidad se ve truncada tanto por rasgos visibles -intercalación de material grueso (líneas de cantos, gravas y arenas), niveles de carbones y suelos quemados- como por otros invisibles -variaciones en la reacción del suelo con la profundidad, cambios en la composición elemental de la fase inorgánica (Ti, Zr, Fe, Al), así como en la composición de la materia orgánica (abundancia de material pirogénico). Los rasgos sedimentarios y los datos geoquímicos evidencian fases de inestabilidad en el paisaje, provocadas tanto por cambios climáticos como por la actividad humana. Algunas de estas fases son coetáneas con conocidos cambios climáticos Holocenos (Evento del 8,2 años BP, comienzo de la Neoglaciación, episodio húmedo/frío del 2,800 BP). Las variaciones en el aporte de humedad a lo largo del Holoceno, parece que han sido uno de los factores más decisivos en la configuración de estos suelos coluviales. El factor “humedad” desencadenó, de forma desigual dependiendo de la topografía local, procesos geomorfológicos intensos que son patentes tanto en los cambios granulométricos, como en la potencia del material acumulado, en una fase dada. Algunas de las fases de intensa acumulación/erosión no coinciden con cambios climáticos Holocenos pero si con períodos de incremento de la actividad antrópica. La presencia de carbones, suelo quemado y la elevada naturaleza aromática de la materia orgánica del suelo, indican que hubo episodios de fuego reiterados (Kaal, et al. en prensa). Los análisis de polen también señalan, una disminución de la

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cubierta arbórea, que se acentúa a partir del 6,500 BP (López-Sáez, et al. en prensa), acompaña por una progresiva acidificación del suelo con el tiempo (Martínez-Cortizas, et al. en prensa). Es a partir de este momento (Neolítico Medio) cuando se comenzaría a exhumar la roca, en crestas y partes altas de las laderas, que será utilizada posteriormente como “recurso” para la realización de los petroglifos. Hacia el final del Neolítico/inicios del Bronce se aceleran los procesos erosivos y comienza la exhumación de las partes bajas de las lajas graníticas. A nivel paisajístico, los cambios más notorios incluyen la modificación de la cubierta vegetal, la redistribución del recurso suelo y su concentración preferente en los alveolos. La dinámica geomorfológica desencadenada a lo largo del Holoceno, debida tanto a factores climáticos como antrópicos, generó respuestas diferentes que han quedado registradas en los depósitos coluviales. Lo que los convierte en geoarchivos de gran utilidad para reconstruir los cambios ambientales Holocenos. Además, en Campo Lameiro, dada la carencia de restos materiales arqueológicos, éstos se convierten en los únicos registros que permiten trazar la cronología de la actividad humana.

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Paleoambientes y clima durante el Pleistoceno Superior-Holoceno temprano en el norte de Etiopía

M.J. Machado (1), A. Pérez-González (2)

(1) Instituto de Recurso Naturales, CSIC, Serrano 115 bis, 28006 Madrid. [email protected] (2) CENIEH. Avda. La Paz, n 28 entreplanta 09004 Burgos

Abstract Palaeoenvironmental records and climate during the Late Pleistocene-Early Holocene in Northern Ethiopia The stratigraphic record of fluvial and infilled valley deposits in the area of Adwa (Northern Ethiopia) allowed the description and identification of three main episodes of soil formation, related to wetter climatic conditions in the area, which constitute the oldest soil formation episodes, during the Late Pleistocene described in Ethiopia. The oldest soil formation episode ca 50 Ka yr BP correlated in time with a high lakes phase in the Ethiopian rift area (Abhé II) and in other large lakes in East Africa. The three soil formation episodes were interrupted by arid phases, which are registered in the alluvial stratigraphic profiles by thick coluvial deposits.

Palabras clave: Paleoambientes Cuaternarios, paleosuelos, registros aluviales, paleoclimate, Etiopía Key words: Quaternary palaeoenvironments, palaeosoils, alluvial records, palaeoclimate, Ethiopia

1. INTRODUCCIÓN

El principal mecanismo que controla el clima en Etiopía, así como en las demás regiones localizadas en los trópicos y subtrópicos, es la denominada Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ). Se ha demostrado que la marcada variabilidad interanual de las lluvias, y en particular los períodos de sequía que pueden durar varios años, presentan una importante correlación con los desplazamientos de esta ITCZ, al igual que con el fenómeno de El Niño.

Aunque los mecanismos de la circulación atmosférica actual no pueden ser directamente extrapolados con anterioridad al Holoceno medio, se ha demostrado el papel relevante de África como motor de Calor Tropical, y cabe esperar que las variaciones del clima pasado en el Este de África puedan ser reflejo de teleconexiones con regiones del mundo (e.g las fases de

menor caudal del Nilo Azul y los niveles bajos en los grandes lagos del Este de Africa coinciden con eventos Heinrich, Lamb et al., 2007). Con esta perspectiva, el Este de África ha sido objeto y atención de diversos estudios paleoambientales y paleoclimáticos, principalmente de registros lacustres (Gasse, 2000; Talbot et al., 2000). Estos trabajos no están exentos de problemas de interpretación debido a la influencia de la tectónica y perturbaciones locales que enmascaran la señal climática. Como alternativa, este trabajo aborda el estudio de sedimentos aluviales, coluviales y fases de edafización como forma de interpretación paleoambiental y paleoclimática relacionada con la alternancia de periodos húmedos y secos, que han caracterizado al paleoclima del Este de África durante el Pleistoceno Superior y el Holoceno (Machado et al., 1998).

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2. AREA DE ESTUDIO

La zona de estudio se localiza en el sector septentrional de la Altiplanicie Etíope, concretamente en la región de Axum-Adwa. La geología comprende un basamento plegado de rocas de bajo metamorfismo de edad Precámbrico, secuencias detríticas sub-horizontales de edad Permo-Triásico y coladas basálticas del Terciario.

El fuerte encajamiento de la red fluvial sobre el sustrato rocoso dificulta la preservación de los registros aluviales Pleistocenos y del Holoceno inferior, apareciendo exclusivamente asociados a la migración lateral de canales fluviales, o a afloramientos singulares como travertinos. Los depósitos se han encontrado en dos perfiles localizados en la margen derecha de un tramo del sector terminal del Midmar shet’, aproximadamente 3 km aguas arriba de la confluencia con el Teway Ruba shet’, cerca de la localidad de Adwa (Fig. 1).


El análisis crono-estratigráfico de los perfiles del área de Midmar shet’ ha

permitido la identificación de seis unidades correlacionadas a partir de criterios sedimentológicos, de posición estratigráfica y cronológica (Tabla 1). En estas unidades se han podido identificar tres fases de edafización.

Fig. 1. Vista general del perfil IX diferenciando las unidades de Edad Pleistoceno (P) de las Holocenas

recientes.

La fase de Formación de Suelos Ip (horizonte Bt), de carácter vértico y color rojizo distintivo de los demás suelos identificados en el área de estudio, se ha podido datar con OSL entre los 53 y 47 ka años BP, y constituye la fase de edafización más antigua descrita y publicada hasta ahora en Etiopía para el Pleistoceno Superior.

TABLA. 1. RESUMEN DE LAS CARACTERÍSTICAS CRONOESTRATIGRÁFICAS DE LAS UNIDADES DESCRITAS.

Unidad Descripción Estructuras Físicas Procesos Edáficos

Ambiente Deposicional/

1p Limo arenosa con intercalación cuerpos de gravillas. Cuerpos de gravas y en la base.

Estratificación cruzada en gravas. Tenue laminación paralela.

Formación de BP Suelo Ip53060±6,26 y

46760±5,52 años BP

Depósito fluvial

2p Base erosiva. Limo arenoso con cantos dispersos.

Estructura masiva en los depósitos finos. En ocasiones entradas de canales poco profundos.

Abanico aluvial (facies media)

3p Base muy erosiva. Limo arenoso con gravilla.

En ocasiones, cuerpos lenticulares de arena gruesa y gravas.

Formación de Suelo IIp

Abanico aluvial (facies distales)

4p Base erosiva (lag). Limo arenoso con gravillas dispersas con tendencia grano creciente.

Sin estructura interna. Formación de Suelo IIIp

10280±190 años BP

Depósito de ladera

5p

6p

Base erosiva. Limo arenoso con gravillas flotadas. Base erosiva. Limo arenoso, arena media-gruesa

Masiva con tenue laminación paralela

Masiva.

Abanico aluvial (facies distales) Coluvial


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El paleosuelo Ip se correlaciona en el tiempo con la segunda fase transgresiva del lago Abhé (Abhé II), en la región Etiope del Afar, y que tuvo lugar entre aproximadamente los 50-32 Ka BP (Gasse, 1977), interrumpida sin embargo por pulsos áridos.

El paleosuelo IIp presenta carácter vértico, con estructura en bloques angulares, mediana-gruesa, y aunque se carece de control cronológico, podría coincidir en el tiempo con un período de mayor estabilidad ambiental y mayor humedad en el suelo, coetáneo con la formación travertínica descrita en un valle próximo y datada con edad radiocarbono de 34500±1100 años BP. Brookes (1993) menciona la datación de carbonatos lacustres en el sur de Egipto con una edad convencional de 36620±1100 años BP y que tendrían origen en un aumento de la precipitación en las áreas al sur de la región (Altiplano Etíope), entre 20-40 ka años, coincidiendo por lo tanto en el espacio y tiempo con la génesis de las formaciones travertínicas.

Dentro de este rango de edad se encuentra la fase de formación de suelos más antigua descrita para Etiopía, desarrollados sobre las terrazas Pleistocenas de la cuenca del lago Zyway-Shala (Valle del Rift Etíope) en el área de Gademota, datado por Street-Perrot & Perrot (1990) en una edad convencional de 27050±1540 años BP. Tanto en la formación de Gademota como en la formación de Bulbula, ambas en la cuenca del lago Zyway-Shala, la mayoría de los paleosuelos de edad Pleistocena datados se han desarrollado con posterioridad al LGM (Gasse & Street, 1978; Gillespie et al, 1993; Benvenutti et al., 2002). Los estudios en los lagos Ziway-Shala (Gillespie et al., 1983; Benvenutti et al., 2002) y Abhé (Gasse, 1977), refieren igualmente la existencia de un episodio

transgresivo anterior, ca de los 28 ka años BP (Abhé III).

A pesar de la evidente laguna en los registros paleoambientales referentes al Pleistoceno superior, la unidad 4p tiene un especial significado paleoambiental, una vez que esta formada por depósitos de ladera, sin estructura, con cantos y gravas angulosos claramente procedentes de procesos de erosión de las laderas (substrato del Basamento precámbrico), sobre los que se ha desarrollado un suelo de carácter vértico (Suelos IIIp), inmediatamente posterior al Younger Dryas (periodo de aridez en el Este de África), que tuvo lugar entre ~12700-11500 cal años BP (Alley, 2000). Los restos de carbón vegetal encontrados en esta unidad, han aportado una edad convencional de 10280±190 años BP (10700 - 9600 años a.C.), constituyendo la fase de formación Holocena más antigua en el área de estudio. Este episodio de mayor humedad tiene un carácter marcadamente regional, coincidiendo con fases transgresivas en el Este de África, como es el caso de los lagos Malawi (Barker et al. 2007), Tanganyica (Felton et al., 2007), Victoria (Talbot & Laerdel, 2000), Alberto y en los lagos de la zona del rift Etiope (Gasse, 1977; Benvenutti, et al., 2002) y Tana (Lamb et al., 2007).

Contemporáneo con este episodio de mayor humedad, hace 10000 años a.C., tuvo inicio una fase de innovación en la industria lítica en Axum, con el desarrollo del Modo 4 de la Industria de Láminas Axumita.

Los depósitos de ladera que caracterizan las unidades 5p y 6p representan un nuevo cambio en los ambientes deposicionales en el área de estudio, con predominio de los procesos de erosión en laderas, laminar y en pequeños regueros, que presentan

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similitudes sedimentológicas con las secuencias de registros crono-estratigráficos del Holoceno medio/superior descritas por Machado et al. (1998).

Estas tres fases de formación de suelos descritas para el norte de Etiopía presentan analogía con la secuencia de paleosuelos más completa descrita y datada hasta hoy durante el Pleistoceno Superior del Este de África, realizada por Mahaney (1989) en el área del Monte Kenya, donde identifica tres fases con edades calibradas entre los 40-43000 años BP, 22-25000 años BP, y ca 12-13000 años BP, respectivamente. Sin embargo en el presente estudio fue posible identificar un episodio de formación de suelos mas antiguo, ca 50 ka BP, posterior a una importante fase de disecación de lagos a nivel regional en África, correlativa con H6 (en el Atlántico Norte).

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el proyecto del programa INCO de la UE, SUNRISE- ERB3514-PL961307

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PROCESOS HIDROMORFOLÓGICOS Y EROSIÓN HÍDRICA


93

Procesos de formación de coladas de barro en Bardenas Reales (Navarra, España)

C. Marín y G. Desir (1)

(1) Dpto. de Ciencias de la Tierra. Facultad de Ciencias. Universidad de Zaragoza. C/ Pedro Cerbuna 12. C.P. 50009. Zaragoza. [email protected]

Abstract Formation processes of mudslides at Bardenas Reales site (Navarra, Spain) Mudslides are well-defined landforms developed at Bardenas Reales site. Climatically, it is an area with semi-arid characteristics where rainfalls are irregularly distributed along the year. Great mudslides have been recognized at the studied area mobilizing up to 89 m3 volume. Along the year 2007, conditions have been prone to the formation of these great mudslides: lithology, evapotranspiration, rainfall distribution and regolith thickness. During winter, regolith is saturated on water due to continuous little rainfall events and low evapotranspiration that prevent water to flow. Cracking are also important so water can percolate through the sediment and enhanced regolith thickness. Differences are also evident in north-facing slopes and south-facing slopes where evapotranspiration plays an important role for the regolith development. In spring, where rainfalls are of great amount and intensity, sediment reaches the best conditions for sliding.

Palabras clave: colada de barro, potencia del regolito Key words: mudslide, regolith thickness

1. INTRODUCCION

Dentro de los distintos tipos de movimientos de masa que se pueden desarrollar en laderas de altas pendientes se encuentran las coladas de barro o mudslide que se definen como movimientos de masa en arcillas, limos o arenas de grano muy fino que se desplazan deslizándose con un movimiento lento y resultan en formas lobuladas o elongadas (Hutchinson y Bhandari, 1971; Brundsen e Ibsen, 1996, entre otros). En general, al hablar de mudslide se hace referencia al material que se mueve deslizando con un comportamiento plástico (Marín y Desir, 2006). Por lo general, los mudslide se producen sobre arcillas saturadas de plasticidad media, puesto que la estructura cristalina de las arcillas favorece el desarrollo de este tipo de movimiento de masas. El objetivo del trabajo es conocer el origen y los factores que intervienen en la formación de una colada de dimensiones superiores a lo normal dentro de la zona de estudio.

2. AREA DE ESTUDIO

La zona de estudio es una pequeña subcuenca desarrollada en el sector norte de la Depresión de Bardenas, de elevadas pendientes en las que se han reconocido varias coladas de barro de grandes proporciones desarrolladas durante la época húmeda invernal. Una de las mayores ha alcanzado unas dimensiones que supera los 42 m. de longitud. La Depresión de la Bardena Blanca, al noroeste de la Depresión del Ebro, está constituida por arcillas terciarias miocenas de origen aluvial y arcillas holocenas que provienen de la meteorización de las anteriores. La zona, que se encuentra desprovista de vegetación casi en su totalidad, ha desarrollado un característico paisaje de badlands (Figura 1). De clima semiárido, la temperatura media de la zona es de 13°C con una precipitación media anual de 350 mm, distribuida de manera irregular a lo largo del año. En primavera y otoño se dan los máximos pluviales, con lluvias de baja intensidad mientras que en verano las lluvias son

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de carácter tormentoso con fuertes intensidades.

Figura 1. Localización de Bardenas Reales y típico paisaje de badlands desarrollado en ellas.

3. CARACTERIZACIÓN DE LOS MATERIALES

Los badlands desarrollados sobre las arcillas miocenas se caracterizan por presentar laderas de elevadas pendientes (30-40º) con perfiles rectilíneos intensamente disectados por regueros con interfluvios redondeados (Gutiérrez et al., 1995). Están constituidas en un 80% por illita con trazos de clorita y caolinita. El análisis de las propiedades físico-químicas del regolito muestra que se trata de arcillas ligeramente dispersivas con pH alcalino, alta conductividad eléctrica y altos valores de SAR y ESP (Gutiérrez et al., 1995; Marín y Desir, 2006). También se calcularon el límite líquido y el límite plástico, necesarios para conocer el índice de plasticidad. Este índice revela que son arcillas que presentan un tránsito rápido del comportamiento plástico al líquido (Marín y Desir, 2006). El regolito de las arcillas es por lo general de escasa potencia, apenas 2 cms, aunque se han reconocido hasta 15 cms. Esto es debido a los diferentes procesos de meteorización que actúan en la zona. Así, tanto fenómenos de haloclastismo como ciclos de hielo-deshielo, humedad-secado e hichamiento-contracción (Gallart et al., 2002) favorecen la formación de un regolito más profundo durante el periodo invernal. Asimismo, también se realizaron análisis químicos tanto del material movilizado por la colada como del material de la ladera.

TABLA I. ANALISIS QUIMICOS RESULTANTES DE M1 (LADERA DE

SOLANA), M2 (COLADA CENTRAL) Y M3 (LADERA DE UMBRIA). TODOS LOS VALORES VIENEN DADOS EN Meq/L

SO42- Cl- Ca2+ Mg2+ Na+ K+

M1 18,53 265,70 13,92 8,51 268,74 0,87 M2 98,71 260,34 49,50 14,32 277,48 0,83

M3 35,72 335,66 34,88 19,77 325,03 1,28

Estas arcillas presentan morfologías en popcorn y un intenso agrietamiento. El grado e intensidad del hinchamiento y del agrietamiento están controlados en estas áreas por la presencia de abundante sodio. Tal como señalan Gutiérrez et al., (1995) en ausencia de arcillas hinchables, como en este caso, el hinchamiento se debe a la presencia de importantes cantidades de sodio.

4. RESULTADOS

En el caso de estudio, a las escasas lluvias que han tenido lugar durante los meses invernales hay que añadir la humedad que aporta la presencia de una media de 40 días de niebla al año, favoreciendo que el sedimento se vaya empapando en agua. Además, en las zonas semiáridas, las lluvias durante el invierno son de baja intensidad lo que les permite percolar en el sedimento a través del agrietamiento y humedecer el sedimento reduciendo su cohesión hasta sobrepasar el límite plástico. Una de las coladas de mayor volumen que se han desarrollado tiene una longitud de 42 m, anchura media de 2,65 m y potencia media de 0,80 m, lo que supone un volumen aproximado de 89 m3 de material movilizado desde las laderas. Esta colada desliza por un canal con orientación 175N y queda inmovilizada a la salida del mismo (Figura 2). Las laderas que aportan material a esta colada presentan claras diferencias según la orientación de cada una de ellas.


95

Figura 2. Colada de volumen aproximado 89 m3.

Esta colada se produjo a lo largo del año 2007. En el registro climático (Figura 3) se observa que el momento de formación de esta colada es durante los meses de marzo y abril, cuando las lluvias alcanzan una entidad importante y son suficientes para movilizar el sedimento.

PRECIPITACION AÑO 2007

0

20

40

60

80

100

120

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

MESES

L/M

2

0

20

40

60

80

100

% H

UM

ED

AD

lluvia humedad

Figura 3. Datos de lluvias y humedad media a lo largo del período Enero 07-Diciembre 07

5. DISCUSION

Un factor importante para la formación de estos movimientos de masa es el aporte de agua al medio, necesario para que las arcillas adquieran la humedad suficiente que les permita alcanzar su límite plástico y deslizar. Generalmente, las coladas se producen durante la estación invernal ya que las lluvias son de baja intensidad y pueden infiltrar y saturar el regolito a través del agrietamiento (Marín y Desir, 2006). Los factores condicionantes necesarios para que se generen mudslides se

cumplen en la zona de estudio: litología adecuada (arcillas plásticas con rápidatransición a un comportamiento líquido); elevadas pendientes que permitan el material deslizar sin problemas y un aporte hídrico continuo que facilite a las arcillas alcanzar su límite plástico (Marín y Desir, 2006). Varios son los factores que han contribuido a que se alcanzaran las condiciones propicias para la formación de coladas de gran envergadura. Por un lado, la presencia de un periodo previo bastante prolongado con escasas precipitaciones, junio-enero. De otra parte, las precipitaciones caídas durante el último invierno han sido de escasa entidad pero de mayor frecuencia. A ello cabría añadir el efecto de la niebla sobre el grado de humedad del regolito a lo largo de los meses invernales. Si bien es una zona de escasas precipitaciones, la niebla presente alcanza una media de 40 días al año. Lo que implica que la humedad relativa del medio sea algunos días de hasta un 92% (Figura 3) evitando así la pérdida por evapotranspiración y facilitando en algunos puntos el incremento de la misma. Las precipitaciones caídas en el área de estudio durante el último invierno han sido eventos de poca entidad. Sin embargo, dada la baja ETP de la zona y el número de días con niebla parece claro pensar que han sido estas lluvias la principal vía de entrada de agua en el suelo aumentando la humedad y favoreciendo su movilización en forma de colada de barro con las primeras lluvias fuertes de primavera. La influencia del grado de humedad del suelo en la formación de mudslides se pone de manifiesto cuando se analiza el número y el grado de desarrollo de coladas en laderas con diferentes orientaciones (Figura 4). Así, en las laderas de umbría, donde la insolación es menor y por tanto hay una mayor humedad, el regolito alcanza hasta 15 cms de espesor, y el porcentaje

96

de superficie afectado por movimientos de masa es del 60-70%. En las laderas de solana por el contrario, con una potencia de 1-1.5 cms, el porcentaje desciende hasta el 10-15%. Los análisis químicos demuestran que la ladera de umbría es la que mas cantidad de material aporta a la colada central puesto que se encuentra más lavada en sales por lo que parece que las sales actúan también a modo de lubricante favoreciendo que el material deslice

Figura 4. Vista transversal de la colada de barro en la que se puede observar la disimetría de las laderas

que la limitan

Por último es importante reseñar el carácter efímero de estas morfologías. Generalmente, y durante las lluvias estivales de alta intensidad, estas coladas pueden llegar a desaparecer. En el caso de grandes masas deslizadas su carácter es interanual de modo que su degradación es lenta y progresiva comenzando con la incisión e implatación de regueros sobre la masa deslizada disectádola y compartimentándola. La preservación de estas formas pasa por la generación de posteriores coladas que las fosilicen facilitando así su conservación.

6. CONCLUSIONES

De los hechos expuestos anteriormente se desprende pues que son las variables climáticas los principales agentes de control en la formación de las coladas de barro. La intensa meteorización sufrida durante el periodo seco junto

con la gradual entrada de humedad favorecida por la escasa intensidad de las lluvias y el desarrollo de un agrietamiento profundo han generado profundos perfiles de meteorización de elevada porosidad y escasa cohesión. Estos mantos de alteración son fácilmente movilizados y alcanzan grandes distancias cuando sobrepasan el límite líquido.

REFERENCIAS Brundsen, D. e Ibsen, M.L. (1996).

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Mud armored balls ¿una forma de erosión?

G. Desir (1) y C. Marín (1)

(1) Dpto. Ciencias de la Tierra. Facultad de Ciencias. Universidad de Zaragoza. Pedro Cerbuna, 12. 50009 Zaragoza. [email protected].

Abstract Mud armored balls ¿A kind of erosion? Armored mud balls are restrictive forms that are difficult to preserve in the fossil record. These forms have been found in several environments, fluvial, shoreline or volcanoclastic, but always related with mudstones as its source. In the Bardenas Reales there is widespread badland landforms developed over tertiary clays. Erosion processes in the study area are controlled by the annual rainfall distribution. Storms caused rill and gully erosion whereas events during winter give place to mud slides. When annual rainfall amount is low and events are scarce but high in volume, armored mud balls are formed. The form, shape size and preservation are function of catchment morphology, climate, and regolith physic-chemical properties. Mud armored balls are related with strong currents. In this area during dry period cracks and popcorn reach its maximum. When strong and isolated rainfall events happened, cracks seal and generates important runoff volume that mobilized the mud lumps and begin the armoring process. Armouring continues along the event being function of transport rate and travel distance. Balls size and shape depend on flow depth, velocity and shear stress.

Palabras clave: bolas armadas de arcilla, gully, popcorn, clima Key words: armored mud balls, gully, popcorn, climate

1. INTRODUCCIÓN

No existen muchos referentes en la bibliografía sobre la génesis, dinámica y evolución de las mud armored balls. Se trata de formas menores y de escasa prevalencia que se desarrollan en condiciones muy particulares dentro de diferentes ambientes; costeros (Kluger y Saunders, 1959; Dickas y Lunking, 1968; Chun et al., 2002; Martins y Tabajara, 2003), fluviales (Bell, 1940; Vera et al., 1970; Ródriguez y Vera, 1981; Faimon y Nehyba, 2004), volcánicos (Fritz y Harrison, 1983). Se trata de formas efímeras cuya supervivencia está controlada por las condiciones físicas y climáticas del área. Tanto es así que apenas han sido descritas en el registro fósil (Chun et al., 2002). Las armored mud balls se definen como clastos redondeados con un núcleo de

arcilla o arcillo-limoso y un revestimiento o “armazón” de arena, gravilla o gravas (Bell, 1940). Estudios previos señalan a estas formas como el resultado de la interacción de procesos de erosión y degradación de materiales arcillosos y su posterior transporte. Sin embargo, existen pocos estudios que engloben estas formas como un mecanismo de erosión dentro de una cuenca. En el presente trabajo se han analizado las mud armorerd ballsentendiéndolas como un mecanismo dentro los procesos de erosión de los materiales arcillosos miocenos de la Depresión erosiva de Bardenas Reales (Navarra).

2. AREA DE ESTUDIO

El área de estudio se localiza en el margen septentrional de la Depresión erosiva de las Bardenas Reales

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(Navarra) en una zona de badlands desarrollados sobre las arcillas miocenas (Figura 1). Se trata de una pequeña cuenca de aproximadamente 85 m2 que presenta unas divisorias muy marcadas con laderas escarpadas, 35º, y que está drenada por un gully de 208 m de longitud que termina a la salida de la cuenca en un amplio abanico (Figura 1). El trazado original del abanico ha sido modificado mediante la construcción de un talud artificial que lo divide en dos partes.

Fig. 1. Ortofoto con la cuenca estudiada resaltada.

3. RESULTADOS

El primer paso para analizar la importancia de este mecanismo ha sido la caracterización y descripción de las diferentes armored mud ballsencontradas. Para ello se dividió la cuenca en segmentos de igual longitud para conocer mediante una selección al azar la distribución de las bolas y de las variables que las controlan en cada punto. Se han encontrado armored mud balls a lo largo de toda la cuenca, tanto dentro del canal, como en los interfluvios y barras de acreción.

Descripción de las Formas En primer lugar se procedió a caracterizar las bolas. Como se trata de bolas con una alta esfericidad se optó por medir solo el diámetro máximo y mínimo de cada una (Tabla I). Al mismo tiempo se pesaron y se realizó su

descripción y se anotó su posición relativa dentro de la cuenca.

La cuenca puede dividirse en tres sectores diferentes (Figura 2). Por un lado, en la parte alta de la cuenca donde el gully discurre muy encajado entre paredes muy verticalizadas, la mayoría de bolas son de pequeño tamaño, ligeramente irregulares y con armaduras muy sutiles o inexistentes. En el sector medio donde la cuenca se abre, el gully se ensancha y someriza pasando de rectilíneo a anastomosado. Las bolas encontradas presentan mayores dimensiones (Figura 2), especialmente aquellas que se encuentran sobre las barras o interfluvios. En la parte final de la cuenca, coincidiendo con el abanico, las bolas son muy numerosas y presentan una distribución al azar solo controlada por la vegetación de Lygeum spartum que actúa como trampa para las mismas. En este sector el tamaño es menor que en el tramo intermedio por lo que puede interpretarse que las bolas comienzan a erosionarse hasta llegar a desaparecer en la zona distal del abanico.

Tabla I. Medidas de las armored mud balls

Variables de control Se ha intentado establecer cuáles son las variables y como controlan el proceso de formación de las armored mud balls. En total se han reconocido

Distancia cabecera

(m)

Ancho cauce (m)

�max (cm)

�min(cm)

�med (cm)

Vol. (cm3)

�bola gr/cm3

Peso (gr)

90 4 1,41 0,97 1,19 1,19 2,12 2,61

140 13,92 1,87 1,41 1,64 4,04 2,02 8,06

150 15,88 4,34 3,82 4,08 45,73 1,50 59,33

160 19,33 3,37 2,25 2,81 22,81 1,76 32,05

170 18,15 4,22 2,63 3,43 25,19 1,78 40,74

180 5,00 2,00

190 7,56 10,00 5,50

210 2,41 1,64 2,02 8,55 1,89 12,96

220 15 3,72 2,32 3,02 18,58 1,67 31,44

230 23 2,16 1,74 1,95 4,47 2,03 8,95

240 26,62 2,53 2,14 2,34 7,17 2,03 14,08

250 1,67 1,44 1,56 2,21 2,08 4,53


99

tres variables: clima, propiedades físico-químicas del material, características de la cuenca.

Fig. 2. Relación entre anchura del cauce, diámetro de las bolas y distancia desde la cabecera.

1.1.a Clima La zona de estudio se caracteriza por una marcada variabilidad interanual y estacional de las precipitaciones. La distribución de las precipitaciones durante el periodo estudiado aparece reflejada en la figura 3. Durante el periodo 2005-2007 las lluvias registradas fueron de 184 l. en 2005, 180 l. en 2006 y 324 l. en 2007. Los dos primeros marcan un periodo seco bastante prolongado durante el cual solo se producen eventos aislados con volúmenes importantes (>40l.) (Figura 3). Sin embargo, durante el año 2007 el número de eventos es mayor y se concentran en los meses fríos.

1.1.b Propiedades físico-químicas Los materiales que forman la cuenca son arcillas dispersivas con elevados contenidos de sodio y coeficientes de hinchamiento que pueden alcanzar el 12% (Gutiérrez et al., 1995). Resultado de ello es el desarrollo de un denso agrietamiento con celdillas poligonales de núcleos abombados, popcorn.Por otro lado, en las épocas invernales, cuando la evapotranspiración es mínima y el grado de humedad del suelo alcanza su máximo, se generan importantes coladas de barro o mud slides tapizando e incluso enmascarando los regueros preexistentes. La formación de estas coladas está controlada por el comportamiento plástico de estas

arcillas y su rápida transición al comportamiento fluido (Marín y Desir, 2006).

1.1.c Cuenca La cuenca estudiada se puede dividir en tres partes bien diferenciadas en función de las características del cauce. En la cabecera el proceso dominante es la acumulación en el fondo del reguero de las bolas formadas en las paredes para su posterior movilización en eventos sucesivos. La evolución de las bolas a lo largo del reguero se ve frenada por la presencia de una ruptura en la pendiente del cauce debido al afloramiento de unos estratos de areniscas. En este punto, que marca el comienzo del siguiente sector, se observa una disminución del tamaño y una reducción en el número de bolas. A continuación la cuenca se abre y se amplía el cauce. En este punto se produce la confluencia de varios tributarios. Este segmento termina con una brusca inflexión controlada por la presencia de un talud artificial que limita la extensión del abanico, que se abre en ese punto, hacia el suroeste.

Fig. 3. Distribución de la precipitación y de la humedad relativa durante los años 2006 y 2007.

4. DISCUSION Y CONCLUSION

La formación y preservación de las armored mud balls está controlada básicamente por tres variables: clima, propiedades físico-químicas y la morfometría de la cuenca.

Diá

met

ros

de la

s bo

las

(cm

) y

anch

ura

del c

auce

(m

)

100

Los amplios periodos secos seguidos de eventos pequeños y aislados favorecen el desarrollo de grietas, popcorn y los procesos de meteorización física que propician su formación. Los ciclos de humectación y secado generan contracciones e hinchamientos que junto con el lavado de las sales dan lugar a la meteorización del sustrato generando las características estructuras en popcorn. En las épocas secas, el agrietamiento alcanza su máximo facilitando la infiltración de la escorrentía generada. Los eventos cortos y de escaso volumen están seguidos de amplios periodos de sequía lo que potencia el desarrollo del popcorn. Durante las épocas húmedas se forman coladas de barro, que posteriormente actúan como área fuente de las bolas (Kluger y Saunders, 1959; Chun et al., 2002). El tamaño y forma final de las bolas está condicionado por el espaciado y profundidad del agrietamiento (Martins y Tabajara, 2003). Se ha observado que ambos procesos, la formación de mud slides y de armored mud balls, son excluyentes. La formación de las coladas de barro requiere de unas condiciones de humedad elevadas, estas mismas condiciones pueden provocar la destrucción de las bolas. Dickas y Lunking, (1968) señalan que la destrucción de los agregados se produce por la humectación del núcleo, o por la destrucción del núcleo por la acción de la helada. La forma y anchura del cauce controlan la velocidad de la escorrentía y la altura de la lámina de agua y estas la creación o destrucción de las bolas.

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101

Estudio de la trascolación bajo diferentes tipos de cubierta forestal durante el periodo fenológico con

hojas en el Pirineo Central Español

P. Serrano-Muela (1), D. Regüés (1), N. Lana-Renault (1) y E. Nadal (1)

(1) Instituto Pirenaico de Ecología. Avda. Montañana, 1005. Zaragoza (España). [email protected]

Abstract Rainfall throughfall under different forest covers in the Central Spanish Pyrenees Interception and throughfall has been studied in a forest-covered catchment in the Central Spanish Pyrenees. The San Salvador catchment (92 ha) is located in the Aísa Valley, in which trends in plant cover evolution show an increase of the presence of open and dense forests, after the abandonment of agricultural activities since the middle of the 20th Century. Pinus sylvestris, Fagus sylvatica and Quercus gr. faginea forest patches alternate in the catchment according to altitude and shape of the slopes (concave, convex). Three open plots have been selected in the San Salvador catchment, corresponding to the three types of forest cover. Results (April 2006 - November 2007) demonstrate that the percentages of throughfall are associated with the type of forest cover, due to differences in leave morphology and foliage density. Thus, the species that causes major interception is Fagus sylvatica, while Pinus sylvestrisand Quercus gr. faginea show a similar behavior.

Palabras clave: trascolación, Pinus sylvestris, Fagus sylvatica, Quercus gr. faginea, Pirineo Central Key words: throughfall, Pinus sylvestris, Fagus sylvatica, Quercus gr. faginea, Central Pyrenees

1. INTRODUCCIÓN

Las cubiertas forestales influyen de manera decisiva en la cantidad de agua que alcanza el suelo (Zinke, 1967, Bosch and Hewlett, 1982). Actúan como un filtro poroso permitiendo que sólo una parte de la lluvia llegue al suelo, mientras la parte que queda en la vegetación vuelve a la atmósfera por evaporación. Hamilton y Rowe (1949) señalan que la fracción que alcanza el suelo sigue varios caminos: cuando cae a través de las hojas y ramas o después de un tiempo por goteo, es la trascolación. Cuando discurre por ramas y troncos se denomina escorrentía cortical. En ambos casos, cuando las gotas de lluvia alcanzan el suelo, gran parte de su energía cinética se ha disipado; de ahí, que la cubierta forestal ejerza un importante papel en la regulación de la capacidad erosiva de la lluvia. En este sentido, Wischmeier y Smith (1958) demostraron que la

energía cinética es el factor más importante de una tormenta. Los factores que más influyen en la interceptación son las características de las precipitaciones y las de la cubierta vegetal. Éstas últimas son la principal causa de las diferencias hidrológicas en las cabeceras de montaña (Gallart et al, 1997), y de las consiguientes notables diferencias en la escorrentía (Gash et al., 1980). Autores como Leyton (1967) tratan la interceptación como el agua que se pierde en una cuenca. Por esta razón es importante conocer qué influencia tiene la interceptación de la vegetación en el ciclo hidrológico. El objetivo de este estudio es doble. Por un lado cuantificar la interceptación en cada tipo de cubierta forestal en un área de montaña media, diferenciando entre coníferas (perennifolias) y frondosas (caducifolias y marcescentes). Por otro lado, conocer el papel del matorral. Este estudio pretende aportar información acerca del funcionamiento de este

102

fenómeno en ambientes forestales mediterráneos. Algunos trabajos hidrológicos realizados en este tipo de ambientes ponen de manifiesto la necesidad de estudios experimentales como el que aquí presentamos (Llorens, 1999).

2. AREA DE ESTUDIO

La cuenca de San Salvador está localizada en la cuenca alta del río Aragón, en el Sector del Flysch eoceno surpirenaico (Serrano-Muela, 2005). El barranco de San Salvador vierte sus aguas al río Estarrún por su margen izquierda. (Fig. 1). Su extensión es de 92 ha y no presenta fuertes contrastes topográficos entre umbría y solana debido a que la litología ha favorecido la regularización de las laderas.

Fig. 1. Localización de la cuenca de San Salvador

La cuenca se sitúa en un ambiente forestal que contrasta con otros próximos que han sido intensamente explotados en el pasado. La masa boscosa cubre casi la totalidad de su superficie (Fig. 2). El clima del área de estudio ha sido definido como “de montaña media mediterránea, con influencia atlántica de transición a submediterráneo” (Creus y Gil, 2001). La temperatura media anual está próxima a los 10ºC y la precipitación media anual cercana a los 1100 mm.

3. METODOLOGÍA

Para la monitorización de la trascolación se seleccionaron tres parcelas experimentales bajo diferentes tipos de cubierta vegetal. Todas ellas son representativas de la zona de estudio.

Fig. 2. Panorámica de la cuenca de San Salvador. Pueden apreciarse en diferentes tonos la variedad de

cubiertas arbóreas.

La primera parcela, se instaló bajo una cubierta de pino (Pinus sylvestris); la segunda bajo cubierta de hayedo (Fagus sylvatica); la tercera bajo cubierta de quejigar (Quercus faginea). Las dos primeras parcelas se encuentran en exposición umbría y la tercera en solana. Cada parcela cuenta con una red de 24 pluviómetros totalizadores, dispuestos en una retícula regular por toda su área. En las parcelas de pino y haya se destinaron algunos pluviómetros a la medición de la trascolación bajo la combinación de éstas especies arbóreas con matorral de boj (Buxus sempervirens), la especie dominante en el sotobosque de la zona de estudio. Además, cada parcela cuenta con un pluviómetro automático que registra el momento preciso de cada evento de lluvia, y colectores para recoger la escorrentía cortical. Paralelamente, la cuenca está equipada con una estación meteorológica que registra información


103

de precipitación, humedad relativa y radiación. Para la estimación del % de cubrimiento de la masa foliar, en las tres parcelas y sobre cada pluviómetro, se realizaron fotografías hemisféricas con un objetivo ojo de pez. Para el presente trabajo se han incluido eventos de lluvia desde abril de 2006 hasta noviembre de 2007. Sin embargo, no se han tenido en cuenta en los análisis aquellos eventos ocurridos en la etapa invernal (cuando las frondosas pierden las hojas) debido a que la fase de toma de datos del segundo año no ha concluido.

4. RESULTADOS

La trascolación durante el periodo considerado representa unos porcentajes medios del: 71,7% bajo haya; 81,85% bajo quejigo y 82,19% bajo pino. Esto puede constatarse en la Fig. 3 en la que se relaciona la trascolación estimada en cada evento con la precipitación correspondiente bajo cada una de las cubiertas. Se muestra una relación muy alta con respecto al total de la

Fig. 3. Correlación entre lluvia fuera del bosque en San Salvador y trascolación en las diferentes

cubiertas.

precipitación caída, con coeficientes de correlación de 0,970** para la cubierta

de haya, 0,984** para la de pino y 0,943** para la de quejigo. Este hecho está, sin duda, relacionado con el % de cubrimiento de cada una de las especies en esta etapa del año. De esta forma, destaca el alto cubrimiento en la parcela de haya (95%), en la parcela de quejigo (73%) y algo menor en la de pino (54%). Asimismo, se ha calculado la energía cinética (KE) de los eventos estudiados, a partir de la ecuación de Zanqui y Torri (1980). Puede observarse en el gráfico (Fig. 4) que la relación con la trascolación bajo cada una de las cubiertas es lineal y muy buena, obteniéndose coeficientes de 0,932** en el haya, 0,935** en el pino y 0,907** en el quejigo.

Fig. 4. Correlación entre la energía cinética de los eventos de lluvia y la trascolación en las diferentes

cubiertas.

5. CONCLUSIONES

Después del periodo de muestreo se observa que la cantidad de lluvia que se intercepta es muy importante, incluso sin haber incluido la escorrentía cortical en el balance, aunque ésta haya representado menos del 2%. La trascolación bajo cubierta de haya es el 71,7% (un 66,6% cuando además existe sotobosque de boj), un 81,85% bajo la cubierta de quejigo y un 82,19%

Precipitación fuera de bosque (mm)

0 10 20 30 40 500

10

20

30

40

50

HAYA PINO QUEJIGO PinoHayaQuejigo

Haya con matorral Haya con matorral

Haya r=0,970 (p<0,01) Pino r=0,984 (p<0,01)Quejigo r=0,943 (p<0,01)

Energía cinética (jul/m2)

0 200 400 600 800 1000

Tra

sco

laci

ón

(m

m)

0

10

20

30

40

50

Haya r=0,932 (p<0,01) Pino r=0,935 (p<0,01)Quejigo r=0,907 (p<0,01)

Haya con matorral r=0,926 (p<0,01)

HAYA PINO QUEJIGO PinoHayaQuejigo

Haya con matorral Haya con matorral

104

bajo la de pino. Teniendo en cuenta que la precipitación media de la cuenca de San Salvador ronda los 1100 mm, estos porcentajes transformados en pérdidas absolutas de precipitación serían: 311,3 mm en sectores con haya, (367,4 mm con sotobosque), casi 200 mm en los que hay quejigo y 195,91 mm donde hay pino. Está claro que la vegetación disminuye la precipitación real que llega al suelo de la cuenca, sin tener en cuenta el consumo por transpiración. Sin embargo, hay que considerar que el bosque causa ciertos beneficios en un contexto espacial más amplio, por ejemplo en la laminación de los caudales durante las crecidas (Serrano-Muela et al, 2005) y en la conservación de los suelos. En este sentido, las áreas forestales contribuyen a preservar la capacidad de almacenamiento hídrica, mejorando la continuidad de los caudales fluviales durante las estaciones húmedas, aunque también reducen la escorrentía en los periodos secos de mayor déficit hídrico. Un aspecto importante en el ámbito mediterráneo, con frecuentes sequías estivales.

Agradecimientos

Este trabajo ha sido realizado gracias al proyecto: “Caracterización y modelización de procesos y regímenes hidrológicos en cuencas aforadas para la predicción en cuencas no aforadas”(CANOA, CGL 2004-04919-C02-01). La monitorización de la cuenca ha sido posible gracias al consorcio entre CSIC y el Ministerio de Medio Ambiente (Proyecto RESEL). La contribución del primer y cuarto autor ha sido posible gracias a una beca predoctoral I3P concedida por el CSIC junto al Programa Social Europeo.

REFERENCIAS

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105

La humedad antecedente del suelo como factor de la estacionalidad de la escorrentía y la movilización de sedimentos en los ambientes eco-geomorfológicos de

una ladera mediterránea (Montes de Málaga)

J.F.M. Murillo (1), J.D. Ruiz Sinoga (1)

(1) Dpto. Geografía, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad de Málaga, Campus de Teatinos s/n, 29071, Málaga. [email protected]

Abstract Antecedent soil moisture affecting the seasonality of runoff and sediment movement in the eco-geomorphological environments at a Mediterranean hillslope (Montes de Málaga) The eco-geomorphological system is integrated by sink (shrub) and source areas (bare soil) under dry-Mediterranean climate. We differentiated three eco-geomorphological environments at field site of Almogía (Montes de Málaga): dense shrub, no dense shrub and bare soil with 25-70% of stoniness not embedded. Then rainfall simulations were carried out.at these envirornments and we observed that runoff generation and sediment movement were modified a cause of changes in climatic and soil moisture conditions since dry to wet season. Thus, runoff mechanisms were modified: runoff occurred by hortonian mechanism, even in shrubs areas where the fine material which usually arrives from bare soil adjacent areas was mobilized. Bare soil emitted runoff more frecuently but with less fines in suspension as it is washed in surface. At the middle of the wet season, runoff only was generated in bare soil by saturation mechanism because the hydrophoby of the soil was reduced.

Palabras clave: sistema eco-geomorfológico, humedad del suelo antecedente, variabilidad estacional, escorrentía, sedimentos, simulación de lluvia. Key words: eco-geomorphological system, antecedent soil moisture, seasonal variability, runoff, sediments, rainfall simulation.

1. INTRODUCCIÓN

En condiciones climáticas mediterráneas secas el comportamiento hidro-erosivo del sistema eco-geomorfológico se caracteriza por la coexistencia de áreas infiltradoras (controladas por factores bióticos: vegetación, alto contenido de materia orgánica) y áreas generadoras de escorrentía (controladas por factores abióticos: encostramientos, pedregosidad embebida en la superficie del suelo). Así lo han demostrado diversos estudios (Lavee et al, 1998., Calvo et al, 2003; Mtez-Murillo y Ruiz-Sinoga, 2007) que ponen de relieve la dificultad de definir un modelo hidrológico y erosivo en estas condiciones, pues observaron diferentes

modelos de generación de escorrentía en ambientes mediterráneos: modelo hortoniano discontinuo, mixto y de saturación. En esta investigación, el objetivo es analizar la variabilidad estacional en los mecanismos de generación de escorrentía y, por tanto, en la movilización de sedimentos, en los ambientes que conforman el sistema eco-geomorfológico de una ladera de sustrato geológico impermeable y naturaleza metamórfica (filitas), con exposición a solana y bajo clima mediterráneo seco.

2. MATERIAL Y MÉTODOS

2.1. Área de estudio La ladera se localiza en el sector occidental de los Montes de Málaga

106

(fig. 1) y el contexto geomorfológico está determinado por la acción erosiva hídrica (lavado superficial de finos y encajamiento de la red fluvial). La ladera se caracteriza por: perfil rectilíneo-convexo, orientación N185º, pendiente de 40% y altitud media de 547 m. El sustrato geológico consiste en filitas paleozoicas del Complejo Maláguide. El clima es mediterráneo seco (Panual=580.5mm; Tªanual=15.6ºC). La vegetación corresponde a un alcornocal abierto con matorral típico mediterráneo degradado (Smilaci mauritanicae–Querceto rotundifoliae querceteso suberis). La cubierta vegetal de la ladera es del 55%. El uso humano es pastoreo caprino esporádico.

Fig. 1. Localización del área experimental y fotografía de la ladera.

2.2. Medidas y análisis Se analizaron variables hidro-pluviométricas, eco-geomorfológicas y edáficas. Las precipitaciones se recogían en un pluviómetro totalizador situado en la ladera. El sistema eco-geomorfológico se analizó por la metodología aplicada en Calvo et al.

(2005) Boix et al. (2007), según la cubierta vegetal y las propiedades superficiales del suelo (grado y disposición de la pedregosidad, encostramientos). Se diferenciación tres ambientes en los que se tomaron muestras de suelo de los primeros 15 cm de profundidad. Se analizaron el contenido de gravas (G), arenas (Ar), limos (L) y arcillas (A), materia orgánica (MO), densidad aparente (DA), porosidad (P) y estabilidad de agregados (EA). En estos ambientes se efectuaron simulaciones de lluvia, con el simulador diseñado por Calvo et al. (1988), en parcelas cerradas de 0.24 m2:cinco simulaciones por ambiente en dos épocas del año, final de verano (sep-04) y mediados de la estación húmeda (mar-05). En cada experimento, se midieron el volumen de escorrentía (R) por minuto, la concentración de sedimentos (Cs) cada 5 minutos y la humedad del suelo (H) cada dos minutos a varias profundidades utilizando un TDR-Trime. Cada simulación duró 30 minutos y la intensidad de precipitación fue constante (36 mm m-2 h-1): magnitud que equivale a un periodo de retorno de 1.5 años.


3.1. Ambientes eco-geomorfológicos Diferenciamos tres ambientes: matorral denso (MD), matorral no denso (MND) y suelo desnudo (SD). El MD quedó definido por su alta cubierta vegetal y densidad foliar (con una Fraccion de Cabida Cubierta del 100%) y elevada acumulación de materia orgánica debajo. El MND presentó menor cubierta y densidad, su suelo presentaba herbáceas y pedregosidad del 25-75% no embebida. El SD se caracterizó por una pedregosidad >75%, no embebida y sin encostramientos, que desde finales de otoño quedaba cubierta parcialmente por herbáceas. Bajo el MD, el suelo tenía mayor espesor (30 a 45 cm),


107

mientras que bajo el SD no llegaba a superar los 25 cm; con un espesor intermedio en el MND. En la tabla I aparecen las propiedades edáficas. El suelo más estable aparece bajo el matorral, especialmente bajo el MD, mientras, en SD, la pedregosidad y falta de fracción fina y orgánica, indican una mayor degradación.

TABLA I: RESULTADOS DEL ANÁLISIS DE LAS PROPIEDADES EDÁFICAS

0-5 cm 10-15 cm 0-5 cm 10-15 cm 0-5 cm 10-15 cm

G (%) 48,1 51,3 58,2 61,7 62,0 53,7

Ar (%) 37,1 31,7 45,3 32,3 55,7 39,4

L (%) 30,1 39,7 32,6 33,4 22,4 35,2

A (%) 32,8 28,6 22,1 34,3 21,9 25,4

P (%) 55,0 52,0 50,0 41,0 44,0 48,0

DA (g cm-3) 1,04 1,12 1,21 1,39 1,30 1,44

MO (%) 6,4 4,8 4,6 2,3 2,0 1,7

EA (%) 90,3 85,4 79,8 74,0 70,1 77,0

SDMNDMDPropiedad edáfica

3.2. Variabilidad estacional de la escorrentía y los sedimentos Los ambientes emitieron R al final de la estación seca, pero sólo el SD lo hizo a mediados de la húmeda (fig.2). Al final del verano, con muy poca humedad en el suelo (<5%) el matorral emitió R, con la mayor movilización de sedimentos (>2 g l-1) mientras que esta era menor en el SD. Pero la frecuencia de la R fue el doble en SD (4/5 experimentos) en relación a MD y MND (2/5). El aumento de H del suelo indicó una permeabilidad diferente según el ambiente. MND y SD mostraron un patrón similar pero superior 5 veces en MND. MD no mostró un incremento similar: sólo en superficie superó a los otros ambientes. Cabe apuntar la influencia de su textura más arcillosa que limita la infiltración, frente a la más arenosa de los otros, y la alta presencia de restos orgánicos y alto contenido de MO, que unido a su extrema sequedad, podía provocar una respuesta hidrófoba del suelo (Witter et al. 1991). Debe apuntarse que algunos individuos de MD y MND habían sufrido una cierta disminución de su densidad foliar debido a la situación de estrés hídrico.

0

5

10

15

20

25

MD-sep04

MND-sep04

SD-sep04

MD-mar05

MND-mar05

SD-mar05

Hum

edad

del

sue

lo (

%)

Incr. 5 cm Incr. 10 cm Incr. 15 cm

0

0,05

0,1

0,15

0,2

0,25

0,3

0,35

MD-sep04

MND-sep04

SD-sep04

MD-mar05

MND-mar05

SD-mar05

Coe

ficie

nte

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esco

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tía

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

3,5

Con

cent

raci

ón d

e se

dim

ento

s (g

l-1)Ce Cs

Fig. 2. Aumento de la humedad del suelo (arriba) y coeficiente de escorrentía (Ce) y concentración de sedimentos (Cs) (abajo).

Lo anterior en dos de los experimentos en MD, pudo provocar los altos coeficientes de R y Cs, abundantes bajo matorral pues son zonas de acumulación de material fino procedente aguas arriba de áreas de SD. Estas áreas están superficialmente lavadas por la acción de la R (diferente composición granulométrica), dando lugar a su alta pedregosidad, no embebida, y que junto a la fracción más arenosa del suelo, favorece a priori la infiltración del agua. Sin embargo, el menor contenido de MO y de fracción fina redunda negativamente en la permeabilidad del SD: peor estructura (menor EA), y menor P y mayor DA, provocando una reducción de la permeabilidad que da lugar a una escorrentía más frecuente. Al final de la estación seca, la H del suelo antecedente tan baja provoca hidrofobia, y por sus propiedades físicas, ocasiona que los tres ambientes sean susceptibles de emitir R y lo hacen según mecanismos hortonianos (saturación de la superficie del suelo). A mediados de la estación húmeda, el estado hídrico del suelo ha cambiado,

108

no hay hidrofobia y aumenta la permeabilidad, se supera el umbral crítico (Dekker y Ritsema, 1994). La consecuencia es que el matorral nunca emitió R. El SD lo hizo en 2/5 ocasiones, con una Cs tres veces menor; en esto influyen las herbáceas crecidas a lo largo del otoño. Los incrementos de H son mayores en SD, dado que se partía de menos H y por la falta de matorral, que retarda la llegada del agua al suelo. La saturación ejerce ahora de mecanismo: en los dos experimentos sobre SD con R, esta comenzó cuando el suelo superó 15, 33 y 29% de H a 5, 10 y 15 cm de profundad.

4. CONCLUSIONES

1. El matorral y suelo desnudo presentan respuestas hidrológicas que cambian durante el año, según la humedad antecedente del suelo antes de una precipitación. 2. Al final de la estación seca, con escasa humedad, ante el primer evento lluvioso intenso, la escorrentía ocurre por mecanismos hortonianos y es frecuente incluso en matorral, en los que se movilizan sedimentos acumulados, procedentes de áreas de suelo desnudo. 3. En la estación húmeda, el suelo pierde su hidrofobia y disminuye la frecuencia de la escorrentía, que sólo se genera por mecanismos de saturación en suelo desnudo, con baja frecuencia y escasos aportes de sedimentos en las condiciones analizadas.

REFERENCIAS

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109

Relación entre la generación de escorrentía y el transporte del sedimento en suspensión en una cuenca

de campos abandonados en el Pirineo Central

N. Lana-Renault (1), D. Regüés (1), J. Latron (2), E. Nadal-Romero (1), P. Serrano-Muela (1), C. Martí-Bono (1), J.M. García-Ruiz (1)

(1) Instituto Pirenaico de Ecología (CSIC), Campus de Aula Dei, Apdo. 13034. 50080. Zaragoza. [email protected]

(2) Unidad de Ciencia del Suelo, Universidad de Girona. Campus de Montilivi, 17071. Girona.

Abstract Seasonal differences in the relationship between runoff generation and suspended sediment transport in an abandoned farmland catchment in the Central Spanish Pyrenees. Sediment transport of a small human-disturbed catchment (2.84 km2) in the Central Spanish Pyrenees is studied in relation to its hydrological behaviour. The main sediment sources in this catchment are the taluses adjacent to the river channel, areas with scarce vegetation where sheet soil erosion prevails and an unpaved road. When the catchment is dry, infiltration runoff over the localised sediment source areas is the dominant process. Under these conditions, the hydrological response and the sediment yield are low, though CSS can be punctually very high. CSS-Q relationships during these floods are mainly lineal. When the catchment is wet, saturation excess runoff over vegetated areas prevails. Under these conditions, the hydrological response and the sediment yield are higher. CSS-Q relationships during these floods are clockwise, indicating dilution processes due to the contribution of clean water from the saturated areas.

Palabras clave: sedimento en suspensión, histéresis CSS-Q, cuenca experimental, Pirineo Central Key words: suspended sediment, CSS-Q hysteretic loop, experimental catchment, Central Pyrenees

1. INTRODUCCIÓN

El abandono agrario y la posterior colonización vegetal que ha sufrido la montaña media mediterránea han tenido consecuencias hidrogeomorfológicas importantes. La información obtenida a escala de pequeña cuenca permite interpretar los procesos hidrológicos y sedimentológicos dominantes. El objetivo de este trabajo es explicar la repuesta sedimentológica de una cuenca de cabecera, afectada por un proceso de recolonización vegetal, en relación a su comportamiento hidrológico.

2. LA CUENCA EXPERIMENTAL DE ARNÁS

La cuenca de Arnás (2,84 km2) se localiza en el Sector del Flysch Eoceno Surpirenaico (Fig. 1), entre 900 y 1400 m de altitud. La precipitación media es de 950 mm, con máximos en otoño y primavera y frecuentes tormentas estivales. La cuenca presenta un fuerte contraste entre la ladera solana, de mayor pendiente y suelos más degradados, y la umbría, de pendiente más suave y suelos más profundos. Las principales áreas fuente de sedimento son i) las áreas con vegetación escasa y predominio de arroyamiento difuso, que aparecen principalmente en la ladera solana, ii) los taludes y afloramientos del sustrato, adyacentes al cauce y iii) la pista forestal.

110

Fig. 1. Localización de la cuenca de Arnás.

Equipamiento La cuenca está equipada con una estación de aforo para estimar en continuo la lámina de agua y la exportación de sedimento (disolución, suspensión y carga de fondo), una estación meteorológica y tres pluviómetros de balancín. También cuenta con 7 piezómetros y 25 puntos de medida de la humedad del suelo.

3. RESULTADOS

Para el estudio se han empleado 7 años hidrológicos (1999/2000-2005/06) durante los cuales la máxima cantidad de sedimento en suspensión exportado ha sido 191 Mg km-2 a-1 y la mínima 25 Mg km-2 a-1. En total se han analizado 63 crecidas, que han exportado entre

0,02 Mg km-2 y 41 Mg km-2 de sedimento en suspensión. Las concentración de sedimento en suspensión (CSS) máxima registrada ha sido 16 g l-1.En la Fig. 2 se ha representado la contribución relativa mensual del sedimento en suspensión, junto con la contribución de la precipitación y la escorrentía, así como el número de crecidas ocurridas en cada mes. La figura ilustra la escasa correspondencia que existe entre la precipitación y la escorrentía a lo largo del año. Tal y como muestran Lana-Renault et al.(2007), ésta última se encuentra estrechamente relacionada con el estado de humedad de la cuenca. Así, cuando las reservas hídricas de la cuenca están secas o con los niveles freáticos muy profundos, durante el periodo comprendido entre julio y octubre, las precipitaciones generan una escorrentía limitada, incluso cuando las precipitaciones son muy abundantes, como es el caso del mes de octubre. Conforme las reservas hídricas de la cuenca se van recargando, la respuesta a la salida de la misma es mayor: así, durante los meses de primavera, los volúmenes relativos de escorrentía superan a los de la precipitación.

oct nov dic en feb mar abr may jun jul agos sept

P, E

y S

S r

elat

ivos

(%

)

0

5

10

15

20

25

30

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9

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7

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6

8

2

10

2

1 1

3

Fig. 2. Distribución mensual relativa de la precipitación (P), la escorrentía (E) y la exportación de sedimento en suspensión (SS) para el periodo 1999/00-2005/06. Para cada mes se ha indicado el número de crecidas.


111

Por otra parte, la figura muestra que la mayor exportación del sedimento en suspensión se produce en el mes de abril, que coincide cuando la cuenca se encuentra hidrológicamente más activa. Los meses de noviembre, mayo, junio y septiembre también tienen una repuesta de sedimento importante, pero en condiciones hidrológicas y de precipitación diferentes, indicando que la respuesta del sedimento no está relacionada exclusivamente con la respuesta del caudal. Los análisis de correlación indican que existe una relación estadísticamente significativa entre la CSS y la intensidad de la precipitación (R=0,5; p<0,01),confirmando la importancia del efecto erosivo de ésta sobre zonas de suelo desnudo. Asimismo, existe una relación significativa pero de signo inverso (R = -0,36; p<0,01) con el caudal de base, sugiriendo que se produce una dilución del sedimento en suspensión cuando la cuenca está húmeda (con caudales de base más elevados).

Relación entre escorrentía y CSS Cuando la cuenca se encuentra seca, predominan los procesos de generación de escorrentía por exceso de la capacidad de infiltración sobre zonas con escasa vegetación. En estas condiciones, la respuesta hidrológica suele ser limitada y las cantidades de sedimento en suspensión exportado no son muy elevadas. Sin embargo, el pico de CSS es mayor que en condiciones húmedas. La relación CSS-Q a lo largo de las crecidas suele ser prácticamente lineal (Fig. 3), o con una histéresis entre estas dos variables ligeramente negativa, es decir, con mayores CSS en la rama descendente del hidrograma. Este tipo de relación suele asociarse con una erosión prolongada durante la crecida y corrobora el hecho de que la escorrentía proceda de las principales áreas fuente de sedimento. Así, precitaciones muy intensas favorecen

mayores respuestas de caudal y mayores aportes de sedimento al cauce.

P (

mm

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in-1

) 0

5

10

00:00 06:00 12:00 18:00

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5QCSS

Q (ls-1km-2)

0 50 100 150 200

CS

S (

gl-1

)

0

1

2

3

4

5rama ascendenterama descendente

CE=0,01

Fig. 3. Ejemplo de crecida con relación CSS-Q prácticamente lineal ocurrida en condiciones secas

(13/10/2005).

Cuando la cuenca está húmeda, predominan los procesos de escorrentía por saturación sobre zonas vegetadas. En estas condiciones, la respuesta hidrológica es mayor y la cantidad de sedimento en suspensión exportada puede llegar a ser muy elevada. Las crecidas suelen presentar CSS más elevadas durante la rama ascendente del hidrograma (histéresis CSS-Q positiva) (Fig.4). Estos resultados también han sido observados por Soler et al. (en prensa) en la cuenca de Ca lÍsard, en el Pirineo Oriental, y por Zabaleta et al., (2007) en la cuenca de Aixola, en el Pirineo Oriental. Una histéresis CSS-Q positiva sugiere, por una parte, que las principales áreas fuente de sedimento están próximas al cauce (i.e., los afloramiento y los taludes adyacentes al cauce) y, por otra parte, que en estas

112

condiciones se produce un proceso de dilución del sedimento en suspensión durante la crecida debido a un aporte de agua limpia proveniente muy posiblemente de la escorrentía generada sobre zonas saturadas (Gallart et al., 1998), generalmente cubiertas por vegetación herbácea.

P (

mm

20m

in-1

) 0

5

10

04:00 10:00 16:00 22:00

Q (

ls-1

km-2

)

0

100

200

300

400

CS

S (

gl-1

)

0

1

2

3

4

5QCSS

Q (ls-1

km-2)

0 50 100 150 200

CS

S (

gl-1

)

0

1

2

3

4

5rama ascendenterama descendente

CE=0,09

Fig. 4. Ejemplo de crecida con histéresis CSS-Q positiva ocurrida en condiciones

húmedas(01/03/2002).

4. CONCLUSIONES

La localización de las áreas fuente de sedimento y el análisis de las relaciones entre la respuesta del caudal y del sedimento ha permitido diferenciar dos tipos de comportamiento sedimentológico, que están estrechamente relacionados con el tipo de respuesta hidrológica, a su vez determinada por el estado de humedad de la cuenca. La ocurrencia de diferente respuesta del sedimento, asociada a diferentes mecanismos de generación de escorrentía, refleja la complejidad

hidrogeomorfológica que tiene un ambiente afectado por un uso discriminado del espacio en el pasado

Agradecimientos Este trabajo se ha realizado con el apoyo de los siguientes proyectos de investigación: “Procesos y balances hidrológicos y de sedimentos a diferentes escalas espaciales en ambientes mediterráneos: efectos de las fluctuaciones climáticas y los cambios de uso del suelo” (GCL2006-11619/HID) y “CANOA” (CGL2004-04919-C02-01/HID), ambos financiados por la CICYT. La monitorización de las cuencas ha contado con el apoyo del convenio entre el CSIC y el Ministerio de Medio Ambiente (RESEL).

REFERENCIAS

Gallart, F., Latron, J., Regüés, D. (1998). Hydrological and erosion processes in the research catchments of Vallcebre (Pyrenees). En J. Boardman y D. Favis-Mortlock (Eds.): Modelling Soil Erosion by Water, Springer-Verlag, Berlin, 503-511.

Lana-Renault, N., Latron, J., Regüés, D. (2007). Streamflow response and water-table dynamics in a sub-Mediterranean research catchment (Central Pyrenees). Journal of Hydrology, 347, 497 - 507.

Soler, M., Latron, J., Gallart, F. (en prensa). Relationships between suspended sediment concentrations and discharge in two small research basins in a mountainous Mediterranean area (Vallcebre, Eastern Pyrenees). Geomorpholy, doi:10.1016/ j.geomorph.2007.02.032.

Zabaleta, A., Martínez, M., Uriarte, J.A., Antigüedad, I. (2007). Factors controlling suspended sediment yield during runoff events in small headwater catchments of the Basque Country. Catena, 71(1), 179 - 190.


113

Métodos de reconocimiento y seguimiento de procesos geomorfológicos activos en cárcavas del borde del

piedemonte norte de la Sierra de Guadarrama

A. Lucía (1), F. Vicente (2), C. Martín Moreno (1), J.F. Martín Duque (1), M.A. Sanz (1), C. de Andrés (3), J. Bodoque (4)

(1) Dpto. de Geodinámica, Fac. CC Geológicas, UCM, Madrid. [email protected](2) Dpto. de Ciencias Exactas y Biología Ambiental, Fac. CC Experimentales, IE Universidad, Segovia (3) Licenciado en Geografía, Calle La Guitarra, nº 2, 3º dcha, 40003, Segovia (4) Dpto. de Ingeniería Geológica y Minera, Fac. CC. Medio Ambiente, UCLM, Toledo

Abstract Reconnaissance and monitoring of active geomorphic processes in gullies at the edge of the North piedmont of the Guadarrama Mountains (province of Segovia) Two erosive landscapes at the Segovia province are being studied: valley side gullies cut on arkosic sand sediments of Miocene age, and slope gullies cut on silica sand sediments of Upper Cretaceous age. This paper describes the characterization and first quantification of the processes which are eroding and mobilizing sediments within these gullies, by means of: elements affected by erosion, erosion pins and pedestals, rods and washers, pit traps (box and gabion check-dam types) and topographic surveys. At the arkosic gullies, the results show how low intensity and high frequency precipitation events fill the stream sand bed channels, whereas high intensity and low frequency events, and snow thawing, scour de channels, moving sediments to the apex of the alluvial cones. At the silica sand gullies, runoff and sediment movement occurs almost immediately after precipitation; thus, low intensity and high frequency events move sediments to the apex of the alluvial cones, whereas high intensity and low frequency events give rise to extensive sedimentation, as telescopic lobes, on alluvial cones which rest on pediments.

Palabras clave: erosión en cárcavas, movimiento de sedimentos, provincia de Segovia Key words: gully erosion, sediment movement, Segovia province

1. INTRODUCCIÓN A lo largo del borde del piedemonte norte de la Sierra de Guadarrama (provincia de Segovia), aparecen una serie de cárcavas y barrancos (Díez y Martín Duque, 2005), que se pueden agrupar en dos grandes tipologías y localizaciones:

Fig. 1. Localización geográfica de las zonas de estudio.

Barrancos sobre arcosas de edad Mio-ceno (en Ituero y Lama); y cárcavas ‘de ladera’ sobre arenas silíceas de edad Cretácico Superior (comarca de Pedraza); según Campbell (1998), valley side gullies y slope gullies res-pectivamente. Los dos casos se asocian a litologías fácilmente erosionables y a un clima semiárido, aunque el origen de algunas cárcavas del área 2 es inequí-vocamente antrópico (Moreno, 1989).

El estudio de la dinámica de estas cárcavas en términos de tasas, intensidad, frecuencia, factores condicionantes y conectividad (Harvey, 2001; Thomas, 2001) tiene indudable interés científico. En especial sobre arenas silíceas, ya que: (a) son poco comunes a nivel mundial; (b) pueden permitir optimizar la restauración ecológica de minas sobre esos mismos materiales (Martín Duque et al., 1998).

114

2. MÉTODOS Y RESULTADOS

Los procedimientos iniciados para cuantificar procesos activos corres-ponden a medidas directas sobre el terreno (‘métodos de reconocimiento’) (Tabla I). Éstos son adecuados cuando no existen datos previos, y cuando la erosión y sedimentación son elevadas y se producen en localizaciones prede-cibles. Sus ventajas son su sencillez, bajo costo y mantenimiento; su principal desventaja es la precisión, ya que ésta puede variar considerablemente (Hudson, 1997). Los datos de precipita-ción proceden de pluviógrafos HOBO.

2.1 Barrancos sobre arenas arcósicas del valle del río Chico (Área 1)

Se localizaron elementos de referencia afectados por la erosión: vallas de parcelas cuyos postes habían sido descalzados, a partir de las cuales se obtuvieron tasas de rebajamiento del nivel del terreno de 3,3 cm/año, y de retroceso de las paredes de 4,1 cm/año.

Se instaló un sistema de barras y arandelas en el fondo de un barranco representativo de este sector, con el fin de estudiar el movimiento de sedi-mentos en su lecho arenoso (Fig. 2). La toma de datos al final de cada estación y después de eventos intensos durante 2006 y 2007 (periodo seco), muestra cómo la fusión nival de invierno y las tormentas convectivas de finales de

primavera provocan un encajamiento de los canales y la salida de sedimentos hasta el ápice del cono aluvial (Fig. 3A). En cambio, las precipitaciones poco intensas favorecen el relleno del fondo de los barrancos (Fig. 3B).

Fig. 2. Situaciones medibles con un sistema de barras y arandelas situadas en el fondo de un lecho arenoso

de circulación efímera: (A) sedimentación; (B) erosión; (C) erosión seguida de sedimentación.

Fig. 3. Patrón de movimiento de sedimentos en el área 1; (superior) efecto de una tormenta intensa de

la primavera de 2007; (inferior) efecto de las precipitaciones continuas y poco intensas del otoño de 2006. La discontinuidad de las líneas indica dato

no registrado por daños del ganado a las barras.

TABLA I. MÉTODOS DE RECONOCIMIENTO UTILIZADOS

Tipo de método Erosión /

Acumulación Tipo de proceso

Posición en la cárcava

Tipo de medición Locali-zación

I. Mediciones del cambio de nivel de la superficie (medidas en dos dimensiones)

Medidas de erosión

Salpicadura y erosión laminar Cuenca de

drenaje (zona de erosión)

- Agujas de erosión Área 2 - Pedestales Área 2

Erosión en regueros y movimientos gravitacionales

- Elementos de referencia Área 1

- Barras y arandelas Área 1

II. Medidas volumétricas (medidas en tres dimensiones)

Medidas de acumulación

Transporte de sedimentos a lo largo de los lechos arenosos (sediment yield)

Colector (zona de transferencia)

- Diques de sedimentación (tipo gavión)

Área 2

Cono aluvial (zona de sedimentación)

- Trampas o pozos de sedimentación (tipo cajón)

Área 2

Sedimentación en pediments

- Estimación de volúmenes depositados en conos aluviales mediante topografía

Área 2

-400

-200

0

200

400

0 200 400 600 800

Distancia desde la cabecera (m)

Ero

sión

/ re

lleno

(m

m)

Erosión

Sedimentación

-400

-200

0

200

400

0 200 400 600 800

Distancia desde la cabecera (m)

Ero

sión

/ re

lleno

(m

m)

Erosión

Sedimentación


115

2.2. Cárcavas sobre arenas silíceas de la comarca de Pedraza (Área 2)

El estudio de la erosión por salpicadura y laminar de este conjunto de cárcavas se ha llevado a cabo mediante 104 agujas de erosión y la medición de la variación de la altura de 14 pedestales (Haigh, 1977; Sancho et al., 1991; Hudson, 1997). Su utilización está cuestionada en zonas de badlands en las que existen materiales arcillosos, ya que pueden experimentar cambios de volumen, pero en materiales arenosos ofrecen una mayor garantía.

La tasa de erosión media medida en las divisorias internas de las cárcavas, desde el 7 de julio del 2007 hasta el 21 de diciembre de 2007 ha sido de 2,5 mm, mediante los pedestales, y de 1,65 mm a partir de las agujas de erosión.

Para el estudio de la producción de sedimentos o degradación específica (sediment yield) se han utilizado dos tipos de trampas de sedimentos (tipo cajón y tipo gavión). La trampa tipo gavión, construida específicamente con este objetivo, se basa en los diques de corrección hidrológica. En ellos se

analiza la variación volumétrica que produce el relleno (Romero Díaz, 2007). Las trampas tipo dique son adecuadas para almacenar la sedimentación producida en eventos extremos, sin embargo, su vida útil está limitada en el tiempo y su precisión es menor que la de la trampa tipo cajón. La trampa tipo cajón (Godfrey et al., 2007) está construida con chapa galvanizada, e instalada de forma que queda perfectamente enrasada con el terreno en el bode por el que entra la escorrentía; los sedimentos se pesan en el campo y se retiran tras cada evento de precipitación. La tabla II muestra los resultados obtenidos por ambos procedimientos hasta el momento.

Finalmente se han llevado a cabo estimaciones volumétricas, a partir de levantamientos topográficos, al objeto de cuantificar la cantidad de sedimentos depositados en los conos aluviales que aterran las carreteras (que sirven de nivel de referencia). El 25 de mayo de 2007, se produjo un evento de 26,75 mm en 24 horas que formó un cono aluvial de 31,5 m3 (55,1 t/ha) en las proximidades de la villa de Pedraza.

TABLA II. DATOS OBTENIDOS CON LAS TRAMPAS DE SEDIMENTOS INSTALADAS

Eventos de precipitación

Precipi-tación Total (mm)

Intensidad máx. en 30

min.(mm/hora)

Trampa tipo dique Trampa tipo cajón Sedimen-tación media(mm)

Masa de

arena (kg)

Producción específica de sedimentos

(t/ha/evento)

Masa arena seca(kg)

Producción específica de sedimentos

(t/ha/evento)

25-08-2007 8,2 S.R. 43,4 3841 4,27 S.R. S.R.

22-09-2007 11,4 S.R. 1,6 137,5 0,15 S.R. S.R.

1 al 4-10-2007 51,4 12,4 106,8 9344 10,38 746,096 7,461

19 al 22-11-2007 10,1 1,6 Sin producción de sedimentos 7,240 0,072

11 y 12-01-2008 10,6 4,8 23,5 2056 2,28 42,591 0,426

2 al 3-02-2008 10 1,6 Sin producción de sedimentos 0,421 0,004

27-02-2008 10,6 3,2 Sin producción de sedimentos 0,664 0,007

22 y 23-03-2008 14,2 2,8 8,2 717,5 0,80 11,835 0,118

30-03-2008 6 1,6 Sin producción de sedimentos 7,330 0,073

9 al 11-04-2008 20,4 10,8 37 3238 3,60 37,990 0,380

17 al 22-04-2008 34,2 4,4 78 6825 7,58 76,423 0,764

8-05-2008 12 6 51,78 4531 5,03 129,210 1,292

10- 05-2008 37 9,6 35,22 3082 3,42 396,196 3,962

S.R. = Sin registro

116

3. CONCLUSIONES

Los procesos de erosión hídrica por salpicadura, arroyada laminar y concentrada en rills, junto con actividad gravitacional observada, movilizan materiales desde las cabeceras de las cárcavas hasta los colectores, rellenándolos; éstos son evacuados mediante procesos de encajamiento en el colector, y sedimentados en pequeños conos aluviales. En el Área 2, estos procesos son operativos con precipita-ciones poco cuantiosas o intensas, mientras que en el Área 1 precisan de eventos de mayor intensidad.

Los datos obtenidos tienen carácter preliminar, si bien tienen el valor de ser los primeros para estas comarcas. La siguiente fase del trabajo incluye: (a) utilización de nuevos métodos de reconocimiento, como microperfilador láser, métodos dendrogeomorfológicos en raíces expuestas (Bodoque et al.,2005), y trampas de sedimentos de tipo Birbeck (García et al., 2000); (b) la realización de simulación de lluvias o la modelación hidrológica de las pequeñas cuencas que configuran los gullies.

Agradecimientos Este estudio se incluye en el proyecto de investigación CGL2006-07207. A Andrew E. Godfrey, impulsor de este trabajo, fallecido en agosto de 2006.

REFERENCIAS

Bodoque, J.M., Díez, A., Martín Duque, J.F. et al. (2005). Sheet erosion rates determined by using dendro-geomorphological analysis of exposed tree roots: two examples from Central Spain. Catena, 64, 81-102.

Campbell, I.A. (1989). Badlands and badland gullies. In Thomas, D.S.G. (Ed.): Arid Zone Geomorphology.Belhaven Press, London, 159-183.

Díez, A. y Martín Duque, J.F. (2005). Las raíces del paisaje. Condicionantes geológicos del territorio de Segovia.

Junta de Castilla y León, Segovia, 464 pp.

García, C., Laronne, J.B. y Sala, M. (2000). Continuous monitoring of bedload flux in a mountain gravel-bed river. Geomorphology, 34, 23-31.

Haigh, M.J. (1977). The use of erosion pins in the study of slope evolution. British Geomorphological Research Group Technical Bulletin, 18, 31-49.

Godfrey, A.E., Grauch, R.I., y Tuttle, M.L. (2007). Geomorphic differences between the Tununk and Blue Gate Members of the Mancos Shale near Caineville, Wayne County, Utah. In Willis, G.C., Hylland, M.D., Clark, D.L. and Chidsey, T.C., Jr., (Eds): UGAPublication 36. Utah Geological Association, Salt Lake City, 208-220.

Harvey, A.M. (2001). Coupling between hillslopes and channels in upland fluvial systems: implications for landscape sensitivity, illustrated from the Howgill Fells, northwest England. Catena, 42, 225-250.

Hudson, N.W. (1997). Medición sobre el Terreno de la Erosión del Suelo y de la Escorrentía. Boletín de Suelos de la FAO 68, Roma, 147 pp. (http://www.fao.org/docrep/T0848S/t0848s00.HTM)

Martín-Duque, J.F., Pedraza, J., Díez, A., Sanz, M.A. y Carrasco, R.M. (1998). A geomorphological design for the rehabilitation of an abandoned sand quarry in central Spain. Landscape and Urban Planning, 42, 1-14.

Moreno, F. 1989. Zonas kársticas en la vertiente N de la Sierra de Guadarrama. Tesis Doctoral, Univ. Complutense de Madrid, Madrid. 773 pp.

Romero Díaz, A. (Coord.) (2007). Los diques de corrección hidrológica. Cuenca del río Quípar (Sureste de España). Servicio de Publicaciones. Univ. Murcia, Murcia, 270 pp.

Sancho, C., Benito, G. y Gutiérrez, M. (1991). Agujas de erosión y perfiladores microtopográficos. En Cuadernos Técnicos de la Sociedad Española de Geomorfología. Geoforma Ediciones, Logroño, 28 pp.

Thomas, M.F. (2001). Landscape sensitivity in time and space. An introduction. Catena, 42 (2-4), 83-98.


117

Erosión y cambios en los suelos por incendios forestales en un área de montaña atlántica (Cordillera

Cantábrica, NO España).

R. Menéndez Duarte (1), S. Fernández (1), C. Santín (1), E. Wozniak (2), M.A. Álvarez (1) y J. Marquínez (1)

(1) INDUROT. Universidad de Oviedo. Campus de Mieres, 33600, Mieres (Asturias) [email protected].(2) Warsaw Univ.; Fac. Geography: Departament of Remote Sensing and Geoinformation. Poland

Abstract Erosion and soil changes related to wildfires in an Atlantic mountainous region (Cantabrian Cordillera, NW Spain). The study area is an Atlantic mountainous region which has been seriously affected by wildfires historically. Some of the areas more affected by wildfires are hillsides with and acid and sandy soils developed on quartzite. Repeated burning has led to severe degradation and modifications of many edaphic properties. The most relevant results obtained until the present are: 1) structural and textural changes: reduction of larger aggregates and loss of fine particles in burned soils; 2) soil erosion processes: soil erosion rates measured with 137Cs on burned slopes give soil losses around 6,5 t/ha-1year-1; 3) changes on soil organic matter content and composition: in burned soils accumulation of organic carbon increases; however, charred organic compounds, which are typical products of fires, have not been found in all the fire-affected soils.

Palabras clave: Cordillera Cantábrica, incendios forestales, suelos, erosión, carbono edáfico. Key words: Cantabrian Cordillera, wildfires, soils, erosion, edaphic carbon.

1. INTRODUCCIÓN

La reiterada afección por incendios forestales induce procesos de erosión y otras alteraciones en los suelos que se reconocen para diferentes ámbitos climáticos y geomorfológicos. Los principales cambios que se describen son una mayor susceptibilidad a la erosión, cambios texturales y estructurales, cambios en la composición de los componentes orgánicos del suelo y cambios en el comportamiento hídrico (Shakesby and Doerr, 2006). En la Cordillera Cantábrica (NO de la Península Ibérica) la incidencia de los incendios forestales es muy elevada, y en algunas áreas la alteración de las propiedades edáficas es muy importante. Desde hace años se están

estudiando algunos de estos efectos, como la erosión en las laderas (Menéndez Duarte et al, 2007), los cambios texturales en los suelos (Fernández Menéndez et al, 2005) o las variaciones en la acumulación y composición de la materia orgánica edáfica (Fernández Menéndez et al 2006; Santín et al, doi:10.1016/j.catena. 2008.01.01). Estos estudios están siendo objeto de diversas publicaciones y en este trabajo se presenta una breve síntesis de los resultados más relevantes obtenidos hasta el momento. Los estudios que se presentan se han realizado en la vertiente norte de la Cordillera Cantábrica y preferentemente en los suelos cuarcíticos del occidente de Asturias (Figura 1).

118

Figura 1. Localización de Asturias y cartografía de áreas quemadas para esta región realizada con teledetección.

2. INCENDIOS FORESTALES Y ÁREAS AFECTADAS

Pese a tener un clima atlántico, con precipitaciones medias elevadas y alta humedad ambiental, en la vertiente norte de la Cordillera Cantábrica, se registran muchos incendios forestales. A partir del tratamiento de imágenes Landsat de años sucesivos (Recondo et al 2003), se cartografió para el periodo de años comprendido entre 1984 y 2004 las áreas que han sufrido incendios (Figura1). El número medio de incendios en muchos años es superior a 2000, en el año con mayor registro se cartografiaron 3245 incendios y en el año de mayor extensión afectada se quemaron 43395 ha, lo que supone el 4.38% de la extensión de la región (Álvarez García y Marquínez, 2007). Los incendios forestales son especialmente abundantes en el occidente de la región asturiana. Dentro de esta zona, la incidencia de los incendios es muy importante en laderas desarrolladas sobre sustrato cuarcítico, en las que los suelos pueden ser considerados como especialmente

susceptibles a la erosión (Fernández Menéndez et al, 2005).

3. CAMBIOS EN LOS SUELOS Y EROSIÓN

Textura y estructura de los suelos Con el apoyo de la cartografía de incendios elaborada con imágenes Landsat, se han tomado muestras en suelos cuarcíticos en localidades que han quemado 1, 2 o 3 veces en los años considerados. También se han tomado muestras en suelos comparables pero en áreas que no han quemado y presentan cubierta vegetal boscosa. Sobre estas muestras de suelo se ha medido la proporción de elementos mayores de 2 mm, la proporción de arenas, limos y arcillas, la relación C/N y el pH (Fernández Menéndez et al, 2005). Los resultados obtenidos se resumen en la tabla I. En los suelos quemados se reconoce una disminución del tamaño medio de los agregados del suelo y el porcentaje de arcillas, aunque es muy bajo en todos los casos, es aun menor en los suelos que han sufrido incendios. Todos los cambios detectados son indicativos de


119

una menor estabilidad estructural en los suelos tras los incendios.

TABLA I. CAMBIOS EN LAS PROPIEDADES TEXTURALES Y ESTRUCTURALES EN SUELOS

QUEMADOSNum. de quemas

Fracción < 2 mm

(%)

Fracción 10-2 mm

(%)

%agregados de 10-2 mm

0 20.27 79.72 68.37 1 36.12 63.88 50.66 2 67.96 32.02 37.68

3 o más 55.22 44.78 37.91 Textura en la fracción < 2 mm %arena %arena %arena

0 83 83 83 1 69 69 69 2 79 79 79

3 o más 77 22 1

Tasas de erosión Para cuantificar la erosión en los suelos quemados se ha utilizado el isótopo 137Cs (Menéndez Duarte et al, 2007). Para ello, se han tomado muestras en dos laderas cuarcíticas quemadas y en dos que no han sufrido incendios forestales. En cada ladera se realizaron transectos perpendiculares a la pendiente de la ladera con cuatro muestras por transecto, y se estudio la variación en el contenido de 137Cs desde los transectos superiores a los inferiores (Figura 2). Además se tomaron tres muestras de referencia con el fin de calcular tasas absolutas de erosión. Los resultados obtenidos muestran que en las laderas quemadas hay un incremento de la concentración de 137Csen la base de las laderas indicativa de una redistribución de material fino por erosión. Sin embargo, en las laderas con vegetación boscosa no se registra este proceso. Las tasas de erosión absolutas obtenidas dan un valor medio de pérdida de suelo en las laderas quemadas de 6.75 y de 6.6 t ha-1año-1.(tasas calculadas para el periodo 1963 – 2005). Estas tasas de erosión son comparables a los valores medios que se obtienen con la misma técnica para terrenos agrícolas en regiones húmedas y en regiones mediterráneas con

vegetación natural, pero inferiores a los obtenidos en regiones mediterráneas y áridas con incidencia de incendios o con manejo agrícola.

Fig. 2. Contenidos en 137Cs en una ladera que ha sufrido incendios (Ladera1) y en otra que no ha

quemado (Ladera4). Los valores obtenidos indican erosión en todas las muestras de los transectos

elevados de la Ladera1 y ausencia de erosión en todos los transectos de la Ladera4.

Contenido en carbono Otro de los efectos estudiados son los cambios en la transferencia y almacenamiento de materia orgánica en los suelos que han sufrido incendios. En el muestreo se ha tenido en cuenta, además de los incendios, la orientación de las laderas y el tipo de cubierta vegetal. En estas muestras se ha determinado el contenido de carbono orgánico y nitrógeno y se ha realizado una caracterización cualitativa de la materia orgánica presente en los suelos mediante Resonancia Magnética Nuclear de 13C (Santín et al, doi: 10.1016/j.catena.2008.01.01). Los resultados obtenidos (Fig. 3) muestran que en los suelos afectados por incendios forestales existe una

120

mayor acumulación de carbono orgánico que se ha interpretado por la reacumulación de material vegetal como consecuencia de la disminución de la tasa de descomposición de la materia orgánica después del incendio.

0

50

100

150

200

250

300

ComboBosque Norte

(1989)

M uniellosBosque Norte

(n.d)

ComboBosque Sur

(1992, 1990)

M uniellosBosque Sur

(n.d)

CO

T (m

g.g-

1 su

elo)

0-5 cm 5-10 cm

Fig. 3. Carbono Orgánico Total (COT) acumulado en los 10 cm superficiales de los suelos forestales de

Combo y Muniellos. Entre paréntesis los años de los incendios forestales. n.d = no detectado.

Respecto a las formas de carbono presentes, se observa que, en contra de lo esperado, no se detectan formas recalcitrantes de carbono (Black Carbon) en todos los suelos quemados. Esto podría atribuirse al largo tiempo pasado en algunas zonas desde el último incendio, a severidades variables del fuego o a diferentes procesos de erosión post-incendio. En el trabajo de Fernández Menéndez et al. (2006), se obtienen resultados comparables, en lo que respecta al contenido total de carbono en los suelos. En las áreas quemadas se estima una concentración de carbono edáfico con valores máximos de 203 Mg C ha-1

en suelos quemados con cubierta de matorral. En general el stock de carbono en las áreas quemadas duplica o triplica el de las áreas no quemadas.

CONCLUSIONES

En suelos quemados de laderas cuarcíticas se reconocen: - Cambios texturales y disminución de la estabilidad estructural de los suelos.

- Una erosión detectable con 137Cs que no se detecta en las laderas no quemadas. - Incremento del contenido en Carbono Orgánico Total del suelo.

Agradecimientos Los trabajos que se presentan han sido financiados por los proyectos de investigación FICYT (Principado De Asturias) AMB97-1091-C06-05 y PC04 -17 y MEC: AP2003-4597.

REFERENCIAS Álvarez García, M. A. and Marquínez J.

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121

Impacto de la erosión en regueros sobre la disponibilidad de agua para la vegetación en laderas

restauradas mineras (cuenca de Utrillas, Teruel).

M. Moreno (1), J.M. Nicolau (1), M.T. Espigares (1) y L. Merino (1)

(1) Departamento de Ecología, Universidad de Alcalá. Edificio de Ciencias, Campus externo de Alcalá, N-II, km 33.600; 28871 Alcalá de Henares (Madrid). E-mail: [email protected]

Abstract Rill erosion impact upon water availability for vegetation in reclaimed mining slopes (Utrillas coalfield, Teruel). Water deficit is the main limiting factor for mining restoration success in Mediterranean environments. Soil moisture in these systems is highly controlled by soil erosion processes. Soil water content has been monitored during the 2005-06 hydrological year in five mining slopes representing a rill density gradient (from 0 to 0.95 m/m2). Also, two punctual campaigns of water potential measurements on slope vegetation (Medicago sativa individuals) were carried out during the driest periods (mid June and later August). Soil moisture on densely rilled slopes is distributed in a two phases pattern (rill and interrill areas). In the most eroded slopes water availability is drastically diminished, especially on interrill areas where vegetation grows. Vegetation is more water stressed in the most eroded slopes; nevertheless, water stress is slightly lower in the interrill borders within the slopes, due to the influence of higher moisture content in closer rill areas.

Palabras clave: erosión, estrés hídrico, humedad del suelo, reguerización, restauración minera, Teruel. Key words: hydric stress, mining reclamation, rilling, soil erosion, soil moisture, Teruel.

1. INTRODUCCIÓN

Los sustratos empleados en la restauración de laderas derivadas de la minería del carbón habitualmente tienen una capacidad de regulación hídrica limitada (Nicolau y Asensio, 2000). Como consecuencia de ello y de la presencia frecuente de flujos de escorrentía incontrolados, la dinámica de estas laderas resulta muy influenciada por el desarrollo de procesos intensos de erosión, particularmente erosión en regueros (Moreno-de las Heras et al., 2008). La alteración de las características superficiales del suelo (desarrollo de costras, perdida de rugosidad) y el desarrollo de redes de regueros, causado por procesos intensos de erosión en laderas mineras, está directamente relacionado con una perdida neta de

recursos hídricos por escorrentía a escala de ladera (Nicolau, 2002). Como consecuencia de esta reducción de la disponibilidad de agua, el establecimiento y desarrollo de las comunidades vegetales puede verse drásticamente afectado mediante el incremento del déficit hídrico (Moreno-de las Heras, 2005). Efectivamente, el estrés hídrico ha sido identificado como el principal limitante para la colonización y desarrollo vegetal en ambientes mediterráneos intensamente erosionados (García-Fayos et al., 2000). El objetivo de este trabajo es el análisis de la organización (disponibilidad y distribución) de la humedad edáfica en laderas mineras (cuenca de Utrillas, Teruel) en un gradiente de erosión en regueros, así como el impacto que esta organización tiene en el estado hídrico de la vegetación presente.

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2. ÁREA DE ESTUDIO

El área experimental “Utrillas” se encuentra situada en la mina “El Moral”, provincia de Teruel (40º1”1’ N, 0º1”1’ E; 1100 m). El clima es mediterráneo-continental. La temperatura media es 11ºC. La precipitación anual es 466 mm y el déficit hídrico estival es 292 mm. Se han estudiado cinco laderas construidas bajo el mismo protocolo de restauración entre 1988-89. A pesar de que los tratamientos de restauración aplicados en las laderas son muy similares, en la actualidad éstas presentan un gradiente de erosión en regueros (Tabla 1). Estas diferencias se deben principalmente a la presencia de fuentes de escorrentía externas situadas en las cabeceras de las laderas. Paralelamente al desarrollo de las redes de regueros, existe un gradiente de degradación similar en otros atributos (cubierta y biomasa vegetal, materia orgánica, densidad del suelo; Tabla 1).

TABLA I. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LAS LADERAS

EXPERIMENTALES N Ld.1 Ld.2 Ld.3 Ld.4 Ld.5

TopografíaPendiente (º) 5 20 20 20 20 20Exposición 5 N N N N N Características del sueloPed. (%) 25 22.2 24.7 26.2 25.2 24.5 Arena(%) 25 33.6 33.5 33.8 39.9 36.3 Limo (%) 25 26.9 33.8 30.8 26.4 26.6 Arcilla (%) 25 39.5 32.8 35.4 33.8 37.1Textura 25 F-a F-a F-a F-a F-a pH 25 8.0 8.0 8.0 8.0 7.9Dens. (g/cm3) 75 1.51 1.49 1.39 1.39 1.23 M.O. (%) 25 0.58 0.56 1.27 1.46 2.00 Características de la superficieCubierta (%) 150 1.1 8.2 27.8 44.3 59.4Biom. (g/m2) 30 8.6 29.5 65.3 158.8 239.7 Indicadores del proceso de erosiónReg. (m/m2) 5 0.95 0.78 0.58 0.30 0.00N: número de muestras; Ped.: pedregosidad; Dens.: densidad del suelo; M.O.: materia orgánica; Biom.: biomasa aérea; Reg.: densidad de regueros.

3. MÉTODOS

3.1. Seguimiento de la humedad edáfica

Durante el año hidrológico 2005-06, la humedad del suelo ha sido monitorizada de forma sectorizada (áreas de interregueros-IR y lecho de los regueros-R) en el perfil del suelo (4 perfiles en IR y 4 en R en cada ladera) a diferentes profundidades (IR: 5, 25, 50 y 80 cm; R: 5, 25 y 50 cm). Se ha utilizado un equipo TDR (Tektronix® 1502C) y sondas fijas. Los datos se tomaron periódicamente cada 15 días en los periodos entre lluvias y 24 h después de cada precipitación.

3.2. Estado hídrico de la vegetación.Se llevaron a cabo dos campañas de medida del potencial hídrico en individuos de M. sativa (la especie más representativa en las laderas), en los periodos con los valores mínimos de humedad edáfica (mitad de Junio y final de Agosto). Por razones logísticas las medidas de potencial se realizaron sólo en tres laderas del gradiente estudiado (laderas 2, 3 y 5). Por ladera y campaña se realizaron 24 medidas usando una cámara de presión. Se adoptó una aproximación bifactorial para la toma de datos: en cada ladera y campaña se distribuyeron proporcionalmente las 24 medidas en función del momento (al amanecer y a mediodía) y de la posición en la ladera (zona central de IR y zona de transición entre IR y R; no hay vegetación en los propios regueros).


4.1. Dinámica de la humedad edáfica.Las variaciones temporales de humedad en las laderas experimentales siguen el patrón anual de precipitaciones y temperatura (Figura 1). La recarga del suelo se concentró principalmente en otoño e invierno y las pérdidas durante la primavera y verano, si bien las tormentas estivales causaron incrementos puntuales de humedad. Como es esperable para ambientes erosionados con presencia de flujos


123

concentrados (Cantón et al., 2004), la distribución espacial de la humedad del suelo se encuentra fuertemente influenciada por las redes de regueros (Figura 1). Para cualquier momento temporal la humedad edáfica fue inferior en las área de IR; estas diferencias entre R e IR son más acentuadas a medida que la densidad de regueros de la ladera es mayor. La disponibilidad de agua en los IR se ve reducida drásticamente en las laderas más erosionadas (laderas 1, 2 y 3). En estas, las entradas de agua producidas por cada precipitación son menores en

volumen y profundidad (Figura 1). La infiltración en estas áreas se ve drásticamente restringida por la falta de cubierta vegetal (<30%) y el desarrollo de costras superficiales, evacuando rápidamente los flujos de escorrentía hacia las densas redes de regueros. Por otro lado, las áreas IR de laderas menos degradadas (laderas 4 y 5) presentan una cubierta más continua (45-60%) y capacidad de infiltración mayor, limitando el flujo de escorrentía evacuado por las poco desarrolladas redes de regueros (Nicolau, 2002).

Fig.1. Dinámica de la humedad edáfica en las laderas experimentales durante el año hidrológico 2005-06.

4.2. Estado hídrico de la vegetación.Los valores de potencial hídrico en ambas campañas son inferiores a -1.5 MPa, por lo que se puede indicar que la vegetación en ambos periodos presentaba estrés hídrico (Figura 2). El nivel de estrés soportado por los individuos de M. sativa está asociado a la intensidad de la degradación de las laderas. Los valores de potencial registrados en las laderas más erosionadas (laderas 2 y 3) resultaron inferiores en ambos periodos a los registrados en la ladera 5 (Figura 2: a, c). Estas diferencias están relacionadas con la menor disponibilidad de agua

registrada en las áreas IR (especialmente en profundidad). La posición espacial dentro de los IR de los individuos de M. sativa afecta a su estado hídrico: los valores de potencial de los individuos localizados en la parte central son inferiores a los de los individuos presentes en los bordes de los IR (Figura 2: b, d). La mayor disponibilidad de agua en los regueros no está asociada a una mayor presencia de la vegetación en estos, probablemente por las limitaciones que impone la perturbación mecánica de la erosión. Sin embargo este recurso reduce el estrés de las plantas localizadas en los bordes de los IR.

124

Fig.2. Potencial hídrico de la vegetación(individuos de Medicago sativa) en los dos momentos del año hidrológico que registraron los valores mínimos de humedad edáfica (mitad de Junio y final de Agosto de 2006). Los gráficos a) y c) muestran las diferencias entre laderas y los gráficos b) y d) las diferencias entre la posición de las plantas

en los interregueros. Letras diferentes indican diferencias a =0.05

CONCLUSIONES

Los procesos intensos de erosión condicionan drásticamente la disponibilidad y distribución espacial de la humedad edáfica. En laderas degradadas con presencia de redes de regueros, la humedad del suelo se distribuye siguiendo un patrón en dos fases: la humectación del suelo en los interregueros es muy limitada, básicamente superficial, limitando la disponibilidad de agua para las plantas. Por el contrario, los contenidos de humedad en la base de los regueros, por donde circulan concentrados los flujos de escorrentía, son mayores. La vegetación de estas laderas, que sólo se desarrolla en los interregueros donde los niveles de perturbación mecánica son bajos, está condicionada por este fenómeno. El estrés hídrico de la vegetación se ve considerablemente incrementado a causa de la erosión. En las laderas reguerizadas, puntualmente los niveles de estrés se ven ligeramente reducidos en las áreas de transición entre regueros e interregueros debido al mayor contenido de humedad presente en la base de los regueros.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el proyecto CGL2004-00355/BOS.

REFERENCIAS

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Dinámica del transporte de sedimento en una cuenca altamente erosiva (río Isábena, Pre-Pirineo)

J.A. López-Tarazón (1), R.J. Batalla (1,2) D. Vericat (3)

(1) Departamento de Medio Ambiente y Ciencias del Suelo. Universidad de Lleida. [email protected] (2) Área de Hidrología, Centro Tecnológico Forestal de Catalunya (3) Centre for Catchment and Coastal Research, Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth

University, Wales, UK

Abstract Suspended sediment transport dynamics in a highly erosive drainage basin (the River Isábena, Southern Pyrenees)

Suspended sediment transport and temporal dynamics have been studied in the Isábena River basin during 2005-2007. Direct sampling and turbidity records are used to derive sediment concentrations. Values attain more than 150 g/l during floods. The total sediment load was above 200,000 tones during the dry 2005-06 hydrological year and above 80,000 tones during the extremely dry 2006-07. A high rainfall-dependent transport pattern has been observed, with the higher transport rates occurring during wet seasons, indicating a high degree of sediment conveyance along the catchment. However, examination of hysteretic loops have allowed to assess the role that riverchannel exerts on sediment yield, acting temporarily as a sink of sediment while occasionally constitutes the main source of suspended sediment.

Palabras clave: transporte de sedimento en suspensión, carga sólida, histéresis, Isábena Key words: suspended sediment transport, sediment load, hysteresis, Isábena

1. INTRODUCCIÓN

La sedimentación del material transportado en suspensión es la principal causa de reducción de la capacidad de almacenaje de agua en los embalses. Este hecho se ve incrementado en cuencas que drenan materiales altamente erosionables. El aterramiento de embalses no es el único aspecto ambiental relacionado con el transporte y posterior deposición del sedimento en suspensión, ya que también puede originar problemas en la calidad del agua, navegabilidad, de cauces y puertos, erosión y pérdidas de suelo, pérdida de hábitat fluvial, y malfuncionamiento de plantas hidroeléctricas (Williams, 1989, Horowitz, 2003).

Un caso particular de sedimentación extrema en embalses lo encontramos en la cuenca del Isábena, una cuenca montañosa de tamaño medio (445 km2),

ubicada al sur del Pre-Pirineo Central y (Figura 1) compuesta en su zona media por una franja de margas altamente erosionables, formando un paisaje de cárcavas (e.g. badlands). El río Isábena desemboca en el embalse de Barasona, del que parte el Canal de Aragón de Catalunya, que riega 70.000 has de cultivos (principalmente frutales). Este embalse, cuya presa fue construida en los años 30 del siglo XX y que fue recrecida durante los 1970, está sujeto a problemas históricos de aterramiento (Avendaño et al, 2000, Navas et al, 1998). Esta afección crónica pone en riesgo la toma del canal de riego lo que motivó una serie de vaciados en los años 90, durante los cuales se desalojaron algo más de 9 hm3 de sedimento (Avendaño et al, 2000), aliviando provisionalmente la situación.

Para realizar cualquier tipo de actuación o, sencillamente estimar el estado actual

126

de sedimentación del embalse, resulta imprescindible conocer la carga de material fino que transporta el río, desde la cabecera hasta la zona de deposición y la dinámica que sigue este transporte. Se trata de información relevante para la modelización tanto de la carga sólida fluvial, como de los procesos de sedimentación en el embalse y la extrapolación a cuencas vecinas. Para ello, el equipo de Geomorfología Fluvial de la Universidad de Lleida, decidió instrumentar la cuenca del Isábena y está trabajando en ella desde 2005. El principal objetivo de este trabajo es presentar un resumen de los resultados sobre transporte extremo de sedimento en suspensión en una cuenca de esta magnitud, así como su dinámica (e.g. variabilidad temporal) durante los años hidrológicos 2005-2006 y 2006-2007.

Figura 1. Localización de la cuenca del Isábena


El transporte del sedimento en suspensión, se mide desde mayo de 2005 en la estación de aforo que la Confederación Hidrográfica del Ebro (CHE) tiene situada en la desembocadura del río Isábena (i.e. Capella). Los datos de caudal se obtienen cada quince minutos, mediante el Sistema Automático de Información Hidrológica (SAIH). El sedimento en suspensión se muestrea regularmente y

durante crecidas mediante un muestreador automático ISCO 3700 y se registra indirectamente mediante un turbidímetro ANALITE NEP9350 para concentraciones bajas durante caudales base y pequeñas crecidas. Durante el período de estudio se han obtenido 848 muestras de agua y sedimento. Estas muestras sirven para calibrar los datos de turbidez, así como para estimar el transporte en los períodos en los que no se tiene registro de turbidez. Las muestras fueron filtradas mediante filtros de celulosa y microfibra de vidrio de 1,2 m para muestras con concentraciones inferiores a 2 g/l. Para concentraciones superiores se utiliza un sistema de decantación y posterior secado en estufa durante 24 horas a 60ºC. Todas las muestras fueron finalmente pesadas para obtener la concentración de sedimento en suspensión (CSS). La figura 2 ilustra la evolución temporal del caudal y la carga sólida (i.e. turbidez y concentraciones) durante los dos años de estudio.

El diseño del muestreo se realizó para obtener un registro continuo de concentraciones de sedimento, bien mediante muestreo bien mediante registro de turbidez. Los datos obtenidos mediante el turbidímetro se transforman a concentración de sedimento mediante una función de calibración. Finalmente, el cálculo del sedimento en suspensión se realizó, para los períodos sin registro continuo de turbidez, mediante el método de la curva de frecuencias de caudal (Walling, 1984). Para aquellos períodos con registro continuo de turbidez la carga sólida se obtiene mediante la multiplicación de la concentración de sedimentos en suspensión por el caudal circulante a escala horaria. En la tabla 1 se puede ver el resumen de los resultados agrupados por estaciones.


127

La dinámica del sedimento en suspensión se ha estudiado para cada una de las crecidas del período (18 durante 2005-2006 y 22 durante 2006-2007) mediante el análisis de curvas de histéresis (Williams, 1989). El estudio de la relación entre hidrogramas y sedimentogramas informa sobre los

procesos histeréticos que se originan en la cuenca. Para ello, se dispone también de la precipitación a partir de sendos pluviómetros que la CHE tiene instalados en la cuenca, uno en la cabecera y otro en la salida de la cuenca.

Figura 2. Hidrograma (línea de color negro), concentración de sedimento en suspensión (aspas de color negro) y registro de turbidez (línea de color gris) para el período 2005-2007

TABLA 1. TRANSPORTE ESTACIONAL Y ANUAL DE SEDIMENTO EN SUSPENSIÓN DURANTE LOS AÑOS 2005-2006 Y 2006-2007

Estación Precipitación1

(mm) Precipitación2

(mm) Escorrentía

(hm3)Carga sólida total

(t/año)

Carga sólida específica

(t/km2·año) Otoño 225 221 18 45.913 103

Invierno 122 74 24 18.060 41 Primavera 132 83 14 1.419 3

Verano 431 321 27 135.219 304 Total anual 910 700 83 200.611 451

Estación Precipitación1

(mm) Precipitación2

(mm) Escorrentía

(hm3)Carga sólida total

(t/año)

Carga sólida específica

(t/km2·año) Otoño 201 126 36 16.980 38

Invierno 131 43 17 12.388 28 Primavera 291 240 54 38.161 86

Verano 127 128 7 14.209 32 Total anual 750 537 114 81.738 184

1Precipitación en cabecera, 2Precipitación en la salida de la cuenca

Se puede observar que las diferencias en el transporte entre los dos años, están fuertemente ligadas a la precipitación:

2005-06, aún siendo un año relativamente seco en la cuenca, fue un año más húmedo que 2006-07, que fue

0,0001

0,001

0,01

0,1

1

10

100

1000

oct-

05

dic-

05

feb-

06

abr-

06

jul-0

6

sep

-06

nov

-06

feb-

07

abr-

07

jun-

07

sep

-07

Año hidrológico 2005-2006 y 2006-2007

Cau

dal (m

3/s

) y C

SS

(g

/l)

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

Tu

rbid

ez (

NT

U)

Caudal Muestras SS Turbidez

128

extremadamente seco. Esto conlleva que durante el primer año el transporte sea más del doble que en el segundo. No es habitual encontrar valores tan altos para cuencas de este tamaño. Los valores en el Isábena son del mismo orden que los descritos para el total de la cuenca del Ésera por Sanz Montero et al. (1996), estimados a partir de datos de sedimentación en Barasona. La concentración media de sedimento en suspensión es de 0,45 g/l. Se han registrado valores superiores a 150 g/l durante episodios puntuales de crecida. Los valores del Isábena se sitúan como moderados a altos en relación a los datos publicados por Vente et al. (2006) para 44 cuencas Mediterráneas. La variabilidad del transporte está ligada a la precipitación: las mayores tasas de transporte se producen en las estaciones con mayor pluviometría. En cuanto al estudio de histéresis cabe destacar que durante el año 2005-06 hay una clara dominancia de las curvas antihorarias en cualquier estación, lo que implica que el caudal punta está avanzado respecto del máximo del sedimentograma. En el año 2006-07 esta dominancia de las curvas antihorarias se da en invierno, primavera y verano, mientras que el otoño presenta una dominancia de las curvas horarias. Esto implica la abundancia de sedimento en las zonas próximas a la salida de la cuenca, depositado seguramente durante la estación anterior (verano del 2006, estación más lluviosa de todo el período de estudio).

3. CONCLUSIONES

La cuenca del río Isábena es una cuenca montañosa con unas tasas de transporte elevadas lo que, juntos con las aportaciones del Ésera acarrea problemas crónicos de sedimentación en el embalse de Barasona. Este sedimento proviene fundamentalmente de la zona de cárcavas, localizada en la zona media

de la cuenca. El estudio de las histéresis nos permite apuntar la importancia del cauce como regulador del transporte de sedimento y la carga sólida total a escala estacional y anual, ejerciendo unas veces el papel de sumidero (e.g. zona de deposición), y otras veces el papel de fuente de sedimento.

Agradecimientos La Confederación Hidrográfica del Ebro ha suministrado los datos hidrológicos. El primer autor disfruta de una beca predoctoral de la Generalitat de Catalunya y el Fondo Social Europeo.

REFERENCIAS

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129

Variabilidad temporal de los procesos de generación de escorrentía y despegue de partículas en cárcavas

desarrolladas en el Pirineo Central: mediante ensayos de simulación de lluvia en el campo

D. Regüés (1), E. Nadal-Romero (1), P. Serrano-Muela (1) y C. Martí-Bono (1).


Abstract Temporal variability of runoff generation and detachment processes in badlands in the Central Pyrenees: through field rainfall simulation experiences. Previous studies in badlands developed in the Inner Depression (Central Pyrenees) demonstrated seasonal trends on discharge and sediment transport. This temporality has been associated with slope regolith dynamics, because its effect on sediment yield and runoff generation has been observed in other mountain badlands from the western Pyrenees. To corroborate these relationships a study through field rainfall simulation was planned. The experiences were carried out using moderate-high rainfall intensity (average of 45 mm h-1) and variable duration (until maximum runoff intensity was reached). Between 2004 and 2007 a total of 14 experiments were performed in two small plots, taking into account the variations of regolith physical properties (bulk density, surface mechanical resistance and moisture). The results demonstrated that runoff and sediment detachment showed significant variations, reflected through a wide range of runoff coefficients and sediment concentrations, as well as, a temporal pattern in agreement with the seasonal trends of water discharge and sediment transport.

Palabras clave: cárcavas, simulación de lluvia, escorrentía, despegue de partículas. Key words: badlands, rainfall simulation, runoff, detachment.

1. INTRODUCCIÓN

Las cárcavas constituyen un elemento de gran impacto hidro-sedimentológico en áreas de montaña (Martínez-Carreras et al., 2007). Algunos estudios a escala regional identifican estas morfologías como las principales áreas fuente de sedimento en el Pirineo Central (Beguería, 2005). La importante presencia de estas morfologías en la Depresión Interior Altoaragonesa ha despertado recientemente el interés por estudiar su dinámica (Nadal-Romero et la., 2007a), así como su respuesta sedimentológica (Nadal-Romero et al., 2007b) e hidrológica (Nadal-Romero et al., en prensa). Así, estas morfologías muestran una respuesta extremada, en

comparación con áreas forestadas o en proceso de colonización vegetal, por su gran torrencialidad y capacidad de producción de sedimento (tres órdenes de magnitud mayor). El objetivo de este estudio es analizar los mecanismos que intervienen en la generación de escorrentía y el aporte de sedimento desde la ladera de una cárcava, e identificar la variabilidad temporal que afecta a dichos procesos, en relación con la dinámica geomorfológica que caracteriza el desarrollo del regolito superficial.

2. ÁREA DE ESTUDIO

Este trabajo se ha realizado en el sector central de la Depresión Interior

130

Altoaragonesa (Pirineo Central) a unos 8 km al oeste de la ciudad de Jaca. Las parcelas de simulación (Fig. 1) se encuentran a 0,5 km de la cuenca aforada de Araguás (monitorizada y estudiada desde el año 2004) que es tributaria del río Aragón.

Fig. 1. Situación de las parcelas utilizadas para los ensayos de simulación de lluvia y de la cuenca experimental de Araguás.

La zona de estudio se encuentra a una altitud aproximada de 800 m.s.n.m. y sobre un substrato formado por margas del Eoceno, muy vulnerable a experimentar procesos de erosión y al desarrollo de cárcavas. El clima se caracteriza por una distribución irregular de las precipitaciones, con dos periodos lluviosos (otoño y primavera) y tormentas de carácter convectivo en la segunda mitad del verano; durante el invierno suelen darse algunas nevadas poco abundantes. El régimen térmico muestra una estacionalidad bien definida, con temperaturas mínimas de hasta -14ºC en invierno y máximas que superan los 30ºC en verano. La oscilación térmica diaria es fuerte durante todo el año, y son frecuentes los ciclos diarios de hielo-deshielo en invierno, afectando especialmente a las vertientes umbrías, donde los procesos de meteorización física muestran su mayor eficacia e intensidad (Nadal-Romero et al., 2007a).

3. MÉTODOS

Las experiencias de simulación de lluvia se realizaron en dos parcelas (exposición N) definidas mediante la instalación (una o dos semanas antes de realizar las simulaciones) de un anillo metálico (0,24 m2) equipado con una boquilla para la evacuación del agua. Las parcelas se consideraron réplicas, a pesar de presentar una ligera diferencia en la pendiente media (P1=26º y P2=30º). Las experiencias se realizaron mediante un simulador con boquilla presurizada (Lechler 460.728) instalada a 2,30 m de altura y calibrada para generar una precipitación de 45 mm h-1.La intensidad de precipitación fue controlada en cada ensayo mediante cuatro pequeños pluviómetros (15 mm. de diámetro). Antes y después de cada ensayo se obtuvieron muestras para estimar la humedad del regolito (superficial y 0-5 cm.) y la densidad aparente (0-5 cm.), y se obtuvieron medidas de la resistencia mecánica superficial. Esto permitió definir las condiciones físicas iniciales. Durante las simulaciones se tomaron muestras del agua evacuada, a intervalos regulares de tiempo, para evaluar la escorrentía y la concentración de sedimento. En total se realizaron 14 ensayos (7 en cada parcela), con la siguiente distribución: primavera (2), verano (2), otoño (2) e invierno (1).

4. RESULTADOS

Estado físico del regolito. Los valores más elevados de densidad aparente y resistencia mecánica se midieron en verano (respectivamente 2,2 g cm-3 y 3,1 kg cm-2), mientras los valores más bajos se obtuvieron en invierno (1,4 g cm-3 y 0,3 kg cm-2

respectivamente) siendo inversamente proporcionales al contenido de humedad (0,4 y 22 %). Estos resultados coinciden con la dinámica del estado físico del regolito (Nadal-Romero et al., 2007a).


131

Coeficientes de escorrentía. La respuesta hidrológica se ha representado mediante la evolución del coeficiente de escorrentía (Fig. 2). En este sentido, se observa que existen determinadas tendencias en relación con el estado físico del regolito. Así, se observan respuestas parecidas en los ensayos realizados en condiciones similares. Las respuestas más rápidas e intensas se produjeron en los ensayos realizados en otoño, especialmente a mediados de la estación, cuando el regolito presenta un contenido hídrico moderado-alto y un estado de alteración bajo. Mientras en invierno se observa que la respuesta es lenta y progresiva, en correspondencia con un estado físico del regolito muy alterado y un contenido hídrico muy elevado. Un comportamiento parecido al del invierno se observa en los ensayos de la segundo mitad de primavera, con el regolito bastante alterado y una humedad bastante baja. La rápida respuesta registrada en los ensayos de la primera mitad de primavera se produjo sobre un regolito muy húmedo (que favoreció la generación de escorrentía) pero bastante meteorizado, reflejado en unos coeficientes de escorrentía entre bajos y moderados.

Fig. 2. Evolución estacional de los coeficientes de escorrentía.

Por último, las simulaciones realizadas en verano mostraron una gran variabilidad e irregularidad, acorde con un regolito muy compacto (debido al

estado de encostramiento) pero con una humedad extremadamente baja; en esta situación la presencia de grandes grietas de retracción, favoreciendo la infiltración sobre una superficie muy poco permeable (costra superficial) causa un efecto contrapuesto, hasta que se produce el cierre de las grietas.

Concentración de sedimento. La figura 3 muestra las tendencias seguidas por la concentración de sedimento, asumiendo que procede de la salpicadura. Los resultados muestran claras diferencias entre ensayos, acordes con las observadas en los coeficientes de escorrentía superficial. Sin embargo, si contrastamos las concentraciones con los coeficientes de escorrentía, se observa que las relaciones son más inversas que directas, aunque no siempre hay esta proporcionalidad inversa entre concentración y escorrentía.

Fig. 3. Evolución estacional de las concentraciones de sedimento movilizado por salpicadura.

Análisis estadístico. Se han analizado las relaciones entre variables del estado físico inicial del regolito y las que definen la respuesta hidrológica y del sedimento. Como resultado solamente se han obtenido buenas relaciones entre el coeficiente de escorrentía medio y la humedad del regolito superficial y de 0-5 cm. (R=0,570 y R=0,596; =0,01) y con la densidad aparente (R=-0,600; =0,01); mientras que entre las variables

132

relacionadas con el sedimento solamente la concentración máxima de sedimento ha mostrado una correlación significativa con la humedad superficial (R=-0,549; =0,01). Por otro lado, las relaciones entre variables hidrológicas y de sedimento muestran que el retardo en la generación de escorrentía se relaciona bien con el coeficiente medio de escorrentía y la concentración media de sedimento (respectivamente R=-0,505;

=0,05 y R=0,604; =0,01), mientras que no hay ninguna relación estadística entre los coeficientes de escorrentía (máximo y medio) y las concentraciones (máxima y media).


Este estudio confirma la temporalidad que rige los procesos de generación de escorrentía y producción de sedimento en áreas de cárcavas, en relación con las variaciones del estado físico del regolito superficial (Regüés y Gallart, 2004). La información obtenida, en combinación con el conocimiento de los ritmos anuales de meteorización (Nadal-Romero et al., 2007a), permite definir la secuencia temporal que regula la dinámica del regolito superficial en una ladera. Por otro lado, los resultados indican que las variaciones de las condiciones físicas superficiales afectan más a la capacidad de generación de escorrentía que a la producción de sedimento. En este sentido, este estudio ha proporcionado una mayor capacidad de predicción frente a distintos escenarios. Así, si se moderan las condiciones invernales y decrece el número de ciclos de hielo-deshielo, habrá un menor desarrollo del regolito superficial, y, en consecuencia, mayor persistencia de las condiciones de encostramiento o sellado superficial, observadas durante el verano y el otoño, a las que se asocian respuestas hidrológicas más rápidas e intensas. Esto podría causar un incremento de la

disponibilidad de agua por escorrentía, pero también un incremento del riesgo de avenidas en zonas de montaña.

Agradecimientos Este trabajo sido financiado en el marco de los siguientes proyectos y convenios: CANOA, PROBASE, CETSUS y RESEL. Los autores segundo y tercero cuentan con una beca predoctoral I3P concedida por el CSIC, junto al Programa Social Europeo.

REFERENCIAS

Beguería, S. (2005). Erosión y fuentes de sedimento en la cuenca del embalse de Yesa (Pirineo occidental): Ensayo de una metodología basada en teledetección y SIG. CSIC-IPE, Zaragoza, 158 p.

Martínez-Carreras, N., Soler, M., Hernández, H. y Gallart, F. (2007). Simulating badland erosion with KINEROS2 in a small Mediterranean mountain basin (Vallcebre, Eastern Pyrenees). Catena, 71(1), 145 - 154.

Nadal-Romero, E., Regüés, D., Martí-Bono, C. y Serrano-Muela, P. (2007a). Badland dynamics in the Central Spanish Pyrenees: temporal and spatial patterns of weathering processes. Earth Surface Processes and Landforms, 32, 888 - 904.

Nadal-Romero, E., Latron J., Martí-Bono, C. y Regüés, D. (2007b). Temporal distribution of suspended sediment trasnsport in a sumid Mediterranean badland area: The Araguás catchment, Central Pyrenees. Geomorphology. doi: 10.1016/j. geomorph.2007.09.009

Nadal-Romero, E., Latron J., Lana-Renault N, Serrano-Muela, P., Martí-Bono, C. y Regüés, D. (en prensa). Temporal variability in hydrological response within a small catchment with badland areas, Central Pyrenees. Hydrological Science Journal.

Regüés, D. y Gallart, F. (2004). Seasonal patterns of runoff and erosion responses to simulated rainfall in a badland area in Mediterranean mountain conditions (Vallcebre, Southeastern Pyrenees). Earth Surface Processes and Landform,29, 755 - 767.


133

Utilización de la dendrogeomorfología como geoindicador para evaluar procesos de erosión

J.M. Rubiales (1), J.M. Bodoque (2), J.A. Ballesteros (3), A. Díez-Herrero (3)

(1) Departamento de Silvopascicultura, Escuela Técnica Superior de Ingenieros de Montes, Universidad Politécnica de Madrid, 28040 Madrid. Correo electrónico: [email protected]

(2) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Facultad de Ciencias del Medio Ambiente, Universidad de Castilla-La Mancha, Campus Fábrica de Armas, 45071 Toledo

(3) Departamento de Investigación y Prospectiva Geocientífica, Instituto Geológico y Minero de España (IGME), 28003 Madrid

Abstract Use of dendrogeomorphology as geoindicator to assess erosion processes Anatomical changes of exposed tree roots are a valuable tools to date erosion events. The roots of some tree species subjected to erosive events suffer changes allow to quantify such processes. A descriptive and quantitative study was conducted in Scots pine Pinus sylvestris L the Senda Schmidt, a popular trail located on the northern slope of the Sierra de Guadarrama (Central Iberian System, Spain). Measurement of significant parameters allowed the moment of exposure of the roots to be identified. These parameters were: a) width of the growth ring; b) number of cells per ring; c) percentage of latewood and d) diameter of cellular light in earlywood. A one-way analysis ANOVA was also carried out in order to establish statistically significant differences between homogeneous groups of measurements in preexposed and exposed roots.

Palabras clave: Dendrogeomorfología, erosión laminar, anillos, anatomía de la madera Key words: Dendrogeomorphology, sheet erosion, tree ring, wood anatomy

1. INTRODUCCIÓN

La Sierra de Guadarrama recibe un flujo continuo de visitantes que acuden a este espacio para disfrutar de actividades al aire libre como el senderismo. La consecuencia más inmediata es una disminución del valor recreacional y natural de las sendas y caminos, debido a que aumenta la intensidad con la que actúa la erosión hídrica. Para paliar este impacto los gestores necesitan información objetiva y fiable, en relación a los factores que inducen la degradación así como las tasas correspondientes. Desde mediados del siglo pasado se han estado utilizando raíces expuestas en estudios dendrogeomorfológicos (Alestalo, 1971) para estimar tasas de erosión hídrica (Carrara y Carroll, 1979). Pero este método lleva asociado errores en la estimación de las tasas derivados de la incertidumbre en la fecha de exposición por erosión (Bodoque et al., 2005). Una alternativa

a los procedimientos clásicos macroscópicos, más precisa, consiste en analizar los cambios en la estructura anatómica de los anillos de crecimiento debido a la exposición (Bodoque et al., 2005; Gärtner, 2007; Rubiales et al., 2008). El objetivo de este trabajo es describir la respuesta en los tejidos de raíces expuestas de Pinus sylvestris, con objeto de determinar con precisión el primer año de exposición, y así poder estimar tasas de erosión hídrica de forma fiable.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área muestreada corresponde a un camino bien conocido dentro de la Sierra de Guadarrama: la Senda Schmidt (Figura 1). Se ubica a media ladera en la vertiente meridional del macizo de Siete Picos, entre los puertos de Navacerrada y Fuenfría. Esta Senda tiene un uso recreativo casi exclusivo,

134

generalmente asociado a senderismo (Bodoque et al., 2005).

Fig.1. Localización del área de estudio en el contexto de la sierra de Guadarrama y los montes de Valsaín.

3. METODOLOGÍA

3.1. Muestreo En la senda Schmidt se cortaron 36 secciones de raíces expuestas de Pinus sylvestris (Figura 2), de las cuales únicamente se consideraron 18 para realizar el análisis anatómico. Las secciones se cortaron con una sierra de mano, obteniéndose testigos cilíndricos de unos 15 cm de longitud. En todos los casos se tomaron muestras de raíces orientadas según la dirección de máxima pendiente de la ladera y a una distancia del tronco superior a un metro y medio, para evitar interferencias en su crecimiento por efecto mecánico de tronco y copa.

Fig. 2. Raíces expuestas de Pinus sylvestris en la senda Schmidt.

3.2. Preparación de las muestras Las muestras fueron preparadas de acuerdo con el método descrito por Gärtner et al. (2001). Se obtuvieron secciones transversales de aproximadamente un centímetro de ancho y 20 micras de espesor, con microtomo de carro deslizante y siguiento la dirección radial. Se llevo a cabo un protocolo de tinción de lignina con safranina (Schweingrüber, 1990). Posteriormente, se deshidrataron con alcohol (40 y 96%) y se lavaron con un disolvente apolar compuesto por aceites cítricos (Histoclear). Las muestras se montaron sobre portaobjetos y cubreobjetos con una resina tipo epoxy (Eukit), secándose después a temperatura ambiente. Las secciones transversales fueron observadas al tiempo que fotografiadas haciendo uso de un dispositivo digital sobre el microscopio óptico. Se tomaron medidas en dirección perpendicular al anillo de crecimiento de los siguientes parámetros: a) anchura del anillo de crecimiento; b) número de células por anillo; c) porcentaje de madera tardía; y d) diámetro de la luz celular en la madera temprana. También se intentó estimar la abundancia de canales resiníferos a partir de conteos sobre el plano transversal. Sobre la base de las medidas obtenidas, se realizó un contraste estadístico de rangos múltiples, al objeto de verificar la existencia de diferencias estadísticamente significativas entre los dos grupos homogéneos de medidas (anillos expuestos, anillos no expuestos). Los anillos de crecimiento fueron datados simplemente por conteo. La sincronización de las series por este método puede inducir a estimaciones de edad erróneas, dado que no se puede conocer con precisión la existencia de anillos falsos, dobles o en cuña. Como consecuencia, las edades estimadas deben considerarse aproximadas.


135


La figura 3 muestra la sección microscópica de tres series de anillos de crecimiento, con características morfológicas y anatómicas claramente diferenciadas (a, b, c): en tres secciones transversales (A, B, C). Zona a. Representativa de raíces con cobertura edáfica. Se caracteriza por presentar anillos estrechos, ausencia de madera tardía así como límites entre anillos poco claros. Zona b. Queda definida por dos o tres anillos de crecimiento que presentan una anchura superior a la que exhiben los desarrollados bajo un suelo. Al contrario que en la zona a, los anillos se reconocen y delimitan con facilidad, debido a que aparece un tejido constituido por varias filas de traqueidas de pared gruesa (madera tardía). No obstante, pueden aparecer falsos anillos reconocibles por la presencia de células características de la madera tardía que se generan dentro de la madera temprana. Zona c. Se forma una vez la raíz se ha adaptado al estrés resultante de su exposición y que en una fase inicial explica la formación de la zona b. Salvo la presencia sistemática de células de pared gruesa, en la zona c no se han podido definir pautas constantes reconocibles en las muestras estudiadas. Así, mientras en algunas secciones de madera (figura 4) se mantiene el patrón de desarrollo característico de la exposición (zona b), en otras se alternan anillos estrechos y anchos a la vez que la relación madera temprana/tardía y el tamaño de las célula es variable.

Fig. 3. Secciones transversales y zonas características representativas de los testigos de raíz

muestreados.

Fig. 4. Patrones de crecimiento de cuatro muestras seleccionadas (A,B, C y D): crecimientos y % madera tardía vs edad aproximada) y frecuencia de canales

resiníferos (flechas).

136

4. CONCLUSIONES

Los patrones reconocidos en las series de anillos de crecimiento, tanto a nivel morfológico como anatómico, son semejantes a los definidos en otros estudios basados en el análisis de coníferas (Gärtner, 2001, Gärtner, 2003; Hitz et al., 2008). Sobre la base de los resultados obtenidos, se puede concluir que la erosión hídrica y la consecuente exposición pueden ser el desencadenante de los cambios anatómicos observados. El incremento en la anchura del anillo de crecimiento, tanto en términos absolutos como en el número de células por anillo, y el aumento en el porcentaje de madera tardía definen geoindicadores determinantes para establecer con precisión el primer año de exposición.

Agradecimientos Este trabajo de investigación ha sido financiado parcialmente por el proyecto CICYT Dendro-Avenidas (CGL2007-62063/HID) y por el proyecto Georiada (Instituto Geológico y Minero de España).

REFERENCIAS

Alestalo, J. (1971). Dendrochronological interpretation of geomorphic processes. Fennia, 105, 1–140.

Bodoque, J.M., Díez-Herrero, A., Martín-Duque, J.F., Rubiales, J.M., Godfrey, A., Pedraza, J., Carrasco, R.M. and Sanz, M.A. (2005). Sheet erosion rates determined by using dendrogeomorphological analysis of exposed tree roots: two examples from Central Spain. Catena, 64, 81–102.

Carrara, P. y Carroll, T. (1979). The determination of erosion rates from exposed tree roots in the Piceance Basin, Colorado. Earth Surf. Processes, 4, 307– 317.

Gärtner, H., Schweingruber, F.H. y Dikau, R. (2001). Determination of erosion

rates by analyzing structural changes in the growth pattern of exposed roots. Dendrochronologia, 19, 81–91.

Gärtner, H. (2003). The applicability of roots in Dendrogeomorphology. En Schleser, G., Winiger, M., Bräuning, A., Gärtner, H., Helle, G., Jansma, E., Neuwirth, B. y Treydte, K. (Eds.): TRACE - Tree Rings in Archaeology,Climatology and Ecology,1, 120-124,

Gärtner, H. (2007). Tree roots. Methodological review and new development in dating and quantifying erosive processes. Geomorphology, 86, 243-251.

Hitz, O., Gärtner, H., Heinrich, I., Monbaron, M. (2008). Application of ash (Fraxinus excelsior L.) roots to determine erosion rates in mountain torrents. Catena, 72, 248-258.

Rubiales, J.M., Bodoque, J.M., Ballesteros, J.A., Díez-Herrero A. (2008). Response of Pinus sylvestris roots to sheet-erosion exposure: An anatomical approach. Natural Hazards and Earth System Sciences, en prensa.

Schweingrüber, F.H. (1990). Mikroskopische Holzanatomie. Birmensdorf, WSL, 226 pp


137

Caudal y erosión en cárcavas en espacios de aprovechamiento silvopastoril del suroeste español

S. Schnabel (1), Á. Gómez Gutiérrez (1), J.J. Sanjosé Blasco (2)

(1) Grupo de Investigación GeoAmbiental, Universidad de Extremadura. [email protected]. (2) Grupo de Ingeniería Geomática, Universidad de Extremadura

Abstract Discharge and gully erosion in areas with silvopastoral land use in SW Spain Valley bottom gullies and hydrology are investigated in rangelands with a disperse tree cover in SW Spain. Studies were carried out during seven years in the Guadalperalón catchment and since the year 2001 in the Parapuños basin. Gullying is determined by means of a repeated survey of topographic cross sections and discharge and rainfall are monitored continuously. Sediment losses present strong temporal variation. Although data indicate a positive relation between discharge and gullying, no simple relationship exists. Exceptional gully erosion was produced by a rainfall event with a 200 year return period. High erosion was also observed during periods with high rainfall amounts leading to water saturation of the catchment and generating extraordinary discharges. Different erosion processes operating in the channel add to the complexity, varying in space and seasonally, indicating the importance of the water content of the gully banks and sediment availability.

Palabras clave: cárcavas, caudal, escorrentía, dehesas Key words: gully erosion, discharge, runoff, rangelands

1. INTRODUCCIÓN

Las cárcavas de fondo de valle son un fenómeno bastante frecuente en áreas semiáridas con pastoreo extensivo. Aunque se encuentran asociadas a las líneas de drenaje y su generación se vincula con los flujos de agua super-ficiales, la información acerca de su relación con la escorrentía es escasa (Crouch, 1990; Thomas et al., 2004). Este hecho puede ser debido, en parte, a la elevada variación temporal del acar-cavamiento que exige un seguimiento prolongado de caudal y erosión. Desde 1990 se investiga el desarrollo de cárcavas de fondo de valle en cuencas experimentales en dehesas de Extrema-dura. La erosión a lo largo de una cárcava varía notablemente, producién-dose pérdidas elevadas por el retroceso de cabeceras y por colapsos de sus paredes como consecuencia de incisión

lateral (Schnabel, 1997). Los procesos de erosión en cárcava muestran una elevada variabilidad temporal y están relacionados con los flujos superficiales, ya que no se han encontrado indicios de piping. Los objetivos del presente traba-jo son: (i) relacionar las pérdidas o ganancias de sedimento con la escorrentía superficial registrada en la salida de la cuenca y (ii) entender mejor las relaciones entre los factores hidrológicos y los procesos de erosión en cárcava.

2. ÁREA DE ESTUDIO

Las cuencas Guadalperalón y Parapuños se encuentran al noreste de la ciudad de Cáceres. Son representativas de dehesas con un relieve ondulado sobre esquistos y grauvacas precámbricas, arbolado disperso de Quercus rotundifolia y con pastoreo extensivo. Las características

138

principales de ambas cuencas se resumen en la tabla 1. Las cárcavas se encuentran en fondos de valle, en la parte baja de la cuenca, erosionando depósitos aluviales que alcanzan espesores de 1 a 2 metros. Son canales discontinuos con varias cabeceras y anchuras que varían entre 2 y 5 metros. Los sedimentos tienen textura dominan-temente franco-arenosa con contenidos variables de elementos gruesos. Los suelos de las laderas son poco profundos y de textura franco arenosa a limosa. El clima es mediterráneo con un marcado período seco estival, mostran-do las precipitaciones una elevada variabilidad interanual. Una descripción de la cuenca de Guadalperalón se encuentra en Schnabel (1997). La cárcava de Parapuños tiene un canal principal y un tributario corto cuya confluencia se encuentra a 174 m de la salida de la cuenca. La tabla II presenta las dimensiones de las tres secciones de cárcava existentes.

3. MÉTODOS

La estimación del volumen de material erosionado se basa en la medición de perfiles transversales seriados (Schna-bel, 1997). En Parapuños el levanta-miento de 28 perfiles se ha llevado a cabo con estación total y con una frecuencia bianual (principio de invierno y de verano). Se realizaron un total de 20 campañas de medición, obteniéndose 9 períodos para cada una

de las cuencas experimentales (tabla III). En ambas cuencas se han medido caudal y precipitación de forma continua con una resolución temporal de 5 minutos. Sin embargo, los datos de caudal de la cuenca de Parapuños son de mayor calidad, debido a la existencia de una estación de aforo más apropiada. Los resultados de erosión en cárcava no permiten realizar un análisis a escala de evento, ya que cada dato representa un período más o menos prolongado que engloba varios sucesos de crecida (tiempo entre dos campañas de medición). Por ello se ha realizado una caracterización de los caudales para cada uno de los períodos (tabla III).

4. RESULTADOS

La tasa media de erosión fue de 39.05 m3a-1 y de 3.15 m3a-1 para las cuencas Guadalperalón y Parapuños, respectivamente. En la primera destacan los últimos dos períodos con pérdidas muy superiores a los demás. Si se calcula la media sin considerar estos dos períodos, el valor desciende a 3.04 m3a-1, parecido

TABLA II. DIMENSIONES DE LAS SECCIONES DE CÁRCAVA Y TOTALES DE

EROSIÓN (VALORES NEGATIVOS) O DEPOSICIÓN.

Length (m)

Catchment(ha)

Erosion, deposition (m3)

Tramo principal, inferior Tramo principal, superior Tributario

174

630

133

4.2

49.9

45.4

2.81

-9.99

-7.26

TABLA I. PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS DE LAS CUENCAS EXPERIMENTALES. Variables Guadalperalón Parapuños Superficie (ha) 35.4 99.5 Orientación S SSWAltitud máxima y mínima (m) 403 - 343 434 - 362Desnivel absoluto (m) 60 72 Pendiente media (%) 10-20* 7.91 Desnivel/longitud cuenca 0.057 0.055 Orden de la cuenca 2 2 Longitud de la cárcava (m) 280 833 Pendiente de la cárcava (%) 2.68 2.65 Sustrato Pizarras Pizarras y sedimentos (raña) Arbolado (pies/ha) 0 – 45 0 – 60Ganado ovino, bovino ovino, porcino


139

al de Parapuños. El 11 de noviembre de 1997 (G9) se registró una precipitación de 135 mm en 24 horas, cuyo período de retorno es de 200 años (Schnabel et al., 1999). El máximo caudal instantáneo de la creci-da fue de 12.01 m3km-2s-1. Además, aquel mes fue el más lluvioso en 100 años. El período anterior (G8) destacó por lluvias continuadas de elevada cantidad (490 mm entre noviembre y enero). Bajo condiciones de la cuenca saturada de agua, un evento con 55 mm provocó una crecida con un pico de caudal de 11.44 m3km-2s-1. En Parapuños no se registraron cantidades tan elevadas, ni tan intensas, como en Guadalperalón, y como consecuencia, las crecidas han sido de menor magnitud (tabla III). El acarcavamiento en Parapuños varió entre -18.18 m3 (erosión) y 11.07 m3

(deposición). Otra pérdida elevada se registró durante P4. Ambos períodos tuvieron lugar en el primer semestre de años hidrológicos. Por otro lado, los dos períodos con elevada deposición suce-dieron durante el segundo semestre. Para profundizar en las relaciones precipitación-caudal y acarcavamiento

se presentan en la tabla IV los resultados de un análisis de correlación. Existe una relación significativa entre erosión/deposición y la aportación (r 0.74). Con totales de aportaciones inferiores a 18000 m3 (18.1 mm) domina la deposición. La relación con la cantidad total de precipitación es incluso mayor (r=0.90). Los parámetros que ilustran acerca de los eventos también son significativamente relacio-nados con el acarcavamiento (tabla IV), como por ejemplo el número de veces los máximos de crecida superan un caudal de 100 l s-1.Es interesante contemplar el desarrollo de las diferentes secciones. El tramo principal inferior registró deposición (2.81 m3), y el tramo superior y el tributario mostraron erosión, con -9.99 y -7.26 m3, respectivamente (tabla II). Solamente el tramo superior, el más largo y el de mayor peso en el cómputo total, muestra relaciones significativas con los parámetros de caudal y precipitación (tabla IV). El tramo inferior y el tributario exhiben un comportamiento errático. En la figura 1 se presentan las pérdidas y ganancias de

TABLA III. EROSIÓN (VALORES NEGATIVOS) Y DEPOSICIÓN DE LAS CÁRCAVAS EN GUADALPERALÓN (G) Y PARAPUÑOS (P). SE PRESENTAN LOS TOTALES PARA CADA PERÍODO DE MEDICIÓN, JUNTO CON LAS CANTIDADES DE PRECIPITACIÓN, MÁXIMAS INSTANTÁNEAS

DE CAUDAL (QMAX), APORTACIÓN Y NÚMERO DE VECES EL CAUDAL DE UN EVENTO SUPERIOR A 1000 M3.

Período de medición Período Duración n meses

Lluvia(mm)

Erosión/ Deposición

(m3)

Qmax (m3km-2s-1)

Aportación (m3)

Q>1000 (n)

Dec 1990 - May 1991 G1 9 191.6 -4.15 no data May 1991 - Jun 1992 G2 13 329.2 2.43 0.14 Jun 1992 – Aug 1992 G3 2 54.6 -7.42 2.43 Aug 1992 - Jun 1993 G4 10 369.7 -6.46 0.83 Jun 1993 – Sep 1994 G5 15 516.9 4.92 0.39 Sep 1994 – Jan 1995 G6 4 172.0 -7.44 0.35 Jan 1995 – Jun 1995 G7 5 129.0 3.40 0.26 Jun 1995 – Aug 1996 G8 14 733.4 -59.00 11.44* Aug 1996 - Dec 1997 G9 18 1335.2 -219.20 12.01* Dec 2001 - Jul 2002 P1 7 247.5 -1.49 0.46 3436.6 1 Jul 2002 – Jan 2003 P2 6 410.5 -18.18 0.46 58164.8 11 Jan 2003 – Jun 2003 P3 6 168.3 9.42 0.30 15355.0 4 Jun 2003 – Jan 2004 P4 6 296.2 -15.16 1.16 22556.6 6 Jan 2004 – Jul 2004 P5 6 212.3 -5.02 0.33 16035.6 4 Jul 2004 – Jan 2005 P6 6 259.1 1.46 1.12 26437.8 6 Jan 2005 - July 2005 P7 6 81.4 11.07 0.00 12.8 0 Jul 2005 – Dec 2005 P8 6 212.3 0.74 1.59 16875.1 2 Dec 2005 - Jun 2006 P9 6 208.8 2.72 0.27 8073.1 1

140

TABLA 4. MATRIZ DE CORRELACIÓN DE EROSIÓN/DEPOSICIÓN DE LOS DIFERENTES TRAMOS DE LA CÁRCAVA EN PARAPUÑOS, PRECIPITACIÓN Y PROPIEDADES DE CAUDAL (Q>1000, Q>100, QMAX>100L – NÚMERO DE VECES QUE SE SUPERA UN CAUDAL DE 1000 M3, 100 M3 Y UN CAUDAL

MÁXIMO DE 100 L S-1, RESPECTIVAMENTE; *-SIGNIFICATIVO P <0.05). Cárcava Tributario Tramo inferior Tramo superior

Precipitación (mm) -0.90* -0.11 -0.36 -0.85*Aportación (m3) -0.74* -0.13 -0.16 -0.76*Caudal máximo (l s-1) -0.30 0.68* 0.24 -0.66Q>1000 -0.71* -0.35 -0.37 -0.56Q>100 -0.75* -0.02 -0.26 -0.75*Qmax>100 -0.76* 0.00 -0.30 -0.73*

-20

-15

-10

-5

0

5

10

15

S 02 A 02 S 03 A 03 S 04 A 04 S 05 A 05 S 06

Ero

sió

n, d

ep

osi

ció

n (

m3 )

Tributario Tramo inferior Tramo superior

Fig. 1. Erosión y deposición de los periódos de observación para las diferentes secciones de cárcava

en Parapuños (A, S - primer y segundo semestre).

cada tramo para cada uno de los períodos. La sección superior de la cárcava presenta pérdidas que se produjeron durante el primer semestre de años hidrológicos y la deposición ha tenido lugar solamente durante el segundo semestre. El tributario, más corto y con dos cabeceras muy activas, no muestra una pauta regular, es decir ha registrado erosión importante también durante el segundo semestre cuando los caudales han sido menos elevados. Los resultados indican que no existe una relación simple entre escorrentía y erosión en cárcava. El tramo superior del canal muestra una clara estaciona-lidad, con pérdidas elevadas durante otoño y principio de invierno, relacionado con los eventos de caudal de mayor magnitud que poseen una mayor capacidad erosiva. Asimismo, la disponibilidad de sedimentos es mayor al inicio del año hidrológico. El

comportamiento errático del tributario indica, no obstante, que los procesos de erosión son más complejos. Las pérdidas elevadas durante el segundo cuatrimestre apuntan a la importancia del contenido de agua de los sedimentos, reduciéndose su cohesión con valores elevados. Como consecuen-cia se observan colapsos en las paredes de las cabeceras y también a lo largo de los márgenes de la cárcava.

Agradecimientos Financiado por el Ministerio de Educa-ción y Ciencias, proyectos AMB92-0580, AMB95-0986-C02-02, HID98-1056-C02-02, REN2001-2268-C02-02, CGL2004-04919-

C02-02 y Ministerio de Medio Ambiente, RESEL.

REFERENCIAS

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141

Identificación de zonas con erosión activa y áreas de riesgo en un paisaje de cárcavas sobre margas

L.C. Alatorre (1), S. Beguería (2) y S.M. Vicente Serrano (1)

(1) Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Campus de Aula Dei, Apdo 202, 50080 Zaragoza, España. e-mail: [email protected] (2) Estación Experimental de Aula Dei, CSIC, Av. Montañana, 1005, 50059, Zaragoza, España.

Abstract

The identification of eroded areas at basin scale can be very useful for environmental planning and can help to reduce land degradation and sediment yield. In this paper remote sensing techniques are used to discriminate eroded areas and areas at risk in a badlands landscape developed on Eocene marls, in the Ésera River catchment (Spanish Pyrenees). The spatial distribution, the scarce vegetal cover and the high level of erosion let a good visual and digital discrimination of badlands, as opposed to other land covers and surfaces. A maximum likelihood supervised method was used to discriminate heavily eroded areas (badlands) from scarce or densely vegetated lands. The classification distance was used to obtain thresholds for eroded areas and areas at risk. Two error statistics (sensitivity and specificity) where used to determine the most adequate threshold values. The resulting map shows that most areas at risk are located surrounding the badland areas.

Palabras clave: cárcavas, margas, regolito, sensibilidad y especificidad estadística. Key words: badlands, marls, regolith, statistical sensitivity and specificity.

1. INTRODUCCIÓN

El término cárcavas es usado para describir áreas de sedimentos o rocas pobremente consolidadas que tienen escasa o nula vegetación, y que están afectadas por intensos procesos erosión superficial, elevada densidad de drenaje y la rápida evolución de gullies, rills y movimientos superficiales (Gallart et al., 2002). Las cárcavas se desarrollan dentro de una amplia gama de ambientes climáticos, particularmente en ambientes semiáridos y, en un grado inferior, en regiones húmedas y subhúmedas (Bryan y Yair, 1982; Campbell, 1989; Regüés et al., 1995; Torri y Rodolfi, 2000). Casi siempre, las cárcavas están asociadas a una erosión acelerada y, por tanto, a paisajes inestables (Morgan, 1997). En las regiones subhúmedas, el desarro-llo de las cárcavas se ve favorecido por los factores litológicos y topográficos (Morgan, 1997; Oostwoud-Wijdenes et al., 2000), así como por la variabilidad climática estacional, especialmente

como consecuencia de procesos de humectación-desecación y de hielo-deshielo, que contribuyen a alterar al regolito en profundidad y a favorecer su desagregación y fácil erosión. Así lo ha demostrado Regüés et al. (1995) y Nadal-Romero et al. (2007) en el Pirineo Oriental y Central, respectiva-mente. En el Pirineo Central español, los sistemas de cárcavas aparecen preferentemente sobre margas del Eoceno, en la Depresión Interior pirenaica. Diversos estudios, algunos de ellos mediante teledetección y modeli-zación (Fargas et al. 1997, Beguería, 2005 y 2006), han demostrado que, aunque ocupan superficies relativa-mente pequeñas, las margas acarca-vadas son las principales fuentes de sedimento en el Pirineo, con efectos muy importantes sobre el aterramiento de embalses (Valero-Garcés et al. 1998). El objetivo de este trabajo ha sido desarrollar una metodología para identificar, por medio de teledetección,

142

zonas desnudas con una intensa degradación (cárcavas) y áreas de riesgo (escasa vegetación), en la cuenca media del Río Ésera, Pirineo Central Español.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio se localiza aproxima-damente a 23 km al N del embalse de Barasona, constituyendo un corredor con afloramientos margosos eocenos y orientación NO-SE (Fig. 1). El sistema de cárcavas está formado por un conjunto de típicas cárcavas de ladera, desarrolladas sobre materiales margoso-areniscosos, de textura arcillosa y fuertemente erosionables, sobre laderas convexas, de pendientes moderadamen-te inclinadas, vertiendo a los Arroyos Viu y Rialvo en la cuenca del Río Ésera y al arroyo Viyacarti en la cuenca del Río Isábena, afluente del anterior. Los suelos son Vertisoles Crómicos y presentan un perfil desarrollado de tipo A-B-C, con un horizonte ócrico en superficie y situándose el horizonte C a más de un metro de profundidad. El material original es rico en carbonato cálcico, que se acumula en forma de nódulos de manera frecuente en los horizontes B y C. Como rasgo signifi-cativo, destaca la formación de grietas de retracción en la estación seca que pueden alcanzar más de medio metro de

profundidad, lo que favorece la mezcla del horizonte superior. El clima es de montaña, húmedo y frío, con influencias atlánticas y mediterrá-neas continentales. La temperatura media anual es de 11ºC, mientras que la precipitación se sitúa en torno a los 876 mm anuales. La precipitación se distri-buye de manera irregular, con un má-ximo en primavera de entre 80 y 107 mm al mes, y un período de precipita-ciones mínimas en los meses de julio y agosto, en los que la precipitación no supera los 70 mm mensuales.

3. METODOLOGÍA

Se ha utilizado una escena Landsat, tomada el 24 de agosto de 2006, del sensor Thematic Mapper (TM) (Fig. 1A). La imagen se corrigió geometrica-mente mediante el algoritmo desarro-llado por Pala y Pons (1996), que tiene en cuenta la distorsión topográfica. Para las correcciones atmosférica y topo-gráfica se utilizaron el código de trans-ferencia radiativa 6S (Vermote et al., 1997) y un modelo de reflectancia no lambertiana (Riaño et al., 2003). Se procedió a cortar la franja donde se localiza el corredor de cárcavas, para evitar confusiones con los diferentes ambientes del resto de la escena (Fig. 1B). Para la clasificación de la imagen se utilizó el método de máxima verosi-militud (ingl. maximum likelihood) a partir de un conjunto de categorías temáticas (Fig. 2), que permitió obtener un mapa de distancias de clasificación a la categoría de cárcavas. A partir del mapa de distancias se obtuvo el mapa definitivo de áreas erosionadas y áreas de riesgo de erosión a partir de la elección de sendos umbrales de clasificación. Para la determinación de estos umbrales se utilizó el método de la curva ROC (Beguería, 2006), basada en dos estadísticos de error (sensibilidad y especificidad). Este método permite determinar con precisión el nivel de

Fig. 1. Ubicación de la zona de estudio. A) área que comprende la escena LandsatTM de 24 de agosto de

2006; B) Localización del corredor de cárcavas sobre margas.


143

incertidumbre asociado al mapa de predicción. Para aplicar el método de la curva ROC se obtuvo una muestra de validación mediante la clasificación visual de 150 puntos a partir de ortofotos aéreas (SIGPAC, 2003). Para el umbral de clasificación de las zonas erosionadas se utilizó un valor de distancia que proporcionaba una especi-ficidad (probabilidad de verdadero positivo) de 90%; para las zonas de riesgo de erosión se determinó un umbral que proporcionaba valores iguales de especificidad y sensitividad (probabilidad de verdadero negativo) en torno al 75%.


La distribución espacial de las zonas con intensa degradación y las áreas de riesgo se observa en la figura 3, ocupando una superficie de 17 km2 y 49 km2, respectivamente. El análisis morfológico de la zona de estudio a partir del modelo digital de elevaciones (MDT) muestra un predominio de las orientaciones norte (33%) y sur (45%) (Fig. 4A). Por el contrario, las zonas de cárcavas presentan una mayor presencia en laderas con orientación norte (44%), mientras que las zonas de riesgo presentan una distribución similar a la del área total (Fig. 4C y B). Nadal-Romero et al. (2007), encontraron

diferencias en la dinámica de las laderas en cárcavas en función de su orientación, debidas a una meteoriza-ción más rápida de la roca en regolito por acción de los agentes climáticos, fundamentalmente de los ciclos de hielo y deshielo presentes en las laderas con orientación norte. Por otra parte se analizó la distribución de frecuencias de las pendientes en cada una de las unidades (Fig. 5), encontrándose que no existen diferencias significativas entre las zonas con cárcavas y las zonas de riesgo y el área total.

Fig. 2. Clasificación supervisada por el método máxima verosimilitud (ERDAS).

Fig. 3. Localización de las cárcavas (erosión activa) y las zonas de riesgo a partir del umbral de

clasificación.

Fig. 4. Distribución porcentual de la orientación. A) área total; B) zonas de cárcavas; C) zonas de

riesgo.

Fig. 5. Histograma de frecuencias de la pendiente. A) área total; B) zona de cárcavas; C) zona de

riesgo.

144

CONCLUSIONES

La utilización de técnicas de clasificación supervisada a partir de imágenes LandsatTM ha permitido obtener una cartografía de áreas de erosión activa (cárcavas) y zonas de riesgo. Se utilizó la metodología de la curva ROC para determinar los umbrales de clasificación para ambas áreas. Este método permite obtener distintas clasificaciones mediante un criterio cuantitativo basado en la probabilidad de comisión de errores. Las cárcavas afectan el 7% de la super-ficie del área de estudio, mientras que las zonas con riesgo de erosión ocupan el 21%. Se ha observado que en el área de estudio la orientación norte de la ladera favorece el desarrollo de las cárcavas, mientras que la pendiente no parece tener un efecto significativo.

Agradecimientos Al proyecto PROBASE (CGL2006-11619/HID). Al Consejo Nacional de Ciencia y Tecnología de México (CONACYT), por la beca otorgada a L.C.A.

REFERENCIAS Beguería, S. (2005). Identificación y

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145

La exportación de sedimento en suspensión en una pequeña cuenca de montaña con morfologías

acarcavadas (Pirineo Central)

E. Nadal-Romero (1), D. Regüés (1), J. Latron (2), N. Lana-Renault (1), P. Serrano-Muela (1) y C. Martí-Bono (1)


(2) Unidad de Ciencia del Suelo, Universidad de Girona. Campus de Montilivi, 17071. Girona.

Abstract Suspended sediment outputs from a small mountain catchment within badland morphologies (Central Pyrenees) This study analyses the temporal variability of suspended sediment outputs in the Araguás catchment (Central Pyrenees), a small experimental catchment with extensive badlands. The 79 floods recorder during the study period (October 2005 to April 2007) were used for a hydro-sedimentological analysis. One of the most relevant features of this Mediterranean catchment was its responsiveness, with very high suspended sediment concentrations and yield, closely related to badland development and dynamics. The Araguás catchment always yields important sediment values, even during short and non-intense rainfall events. Nevertheless, suspended sediment presents also a complex and compulsive behaviour, as a response to the strong seasonality that is reflected in the precipitation-runoff-sediment relationships. Suspended sediment transport showed good relationships with precipitation, peak flow, runoff and runoff coefficient. Relationships increased notoriously if dry season floods were considerated isolately.

Palabras clave: cárcavas, concentración de sedimento en suspensión, transporte de sedimento, Pirineo CentralKey words: badlands, suspended sediment concentration, sediment transport, Central Pyrenees

1. INTRODUCCIÓN

El transporte de sedimento en suspensión ha sido identificado, a escala planetaria, como el principal mecanismo de transporte de sedimento. No obstante, en las últimas décadas, el interés en la dinámica del sedimento en suspensión ha aumentado, porque afecta a la calidad del agua. Además, puede ser un buen indicador para la identificación de las zonas fuente de escorrentía en estudios hidrológicos. En el área Mediterránea, donde la producción de sedimento está dominada especialmente por el sedimento en suspensión (Webb et al., 1995), conocer su dinámica es imprescindible para

entender el funcionamiento geomorfológico de estas áreas. El objetivo principal de este trabajo es analizar la distribución temporal del sedimento en suspensión, en una cuenca de montaña, caracterizada por la presencia de morfologías acarcavadas. Además, se analizarán las relaciones entre diferentes variables pluviométricas, hidrológicas y sedimentológicas, para determinar los factores que pueden afectar a la respuesta del sedimento en suspensión.

2. ÁREA DE ESTUDIO

La cuenca experimental de Araguás se localiza en la zona central de la Depresión Interior Altoaragonesa

146

(Pirineo Central) (Fig. 1). La cuenca, con 45 ha de superficie, es afluente por la derecha del río Lubierre; alcanza su altitud máxima a 1105 m y la mínima a 780 m.

Fig. 1. Localización de la cuenca de Araguás. Detalle de la cuenca mostrando las diferentes unidades de

usos del suelo y la distribución de la instrumentación.

El sustrato geológico está formado por dos grandes unidades: en la parte alta predominan las margas y areniscas del Flysch eoceno surpirenaico, y en la parte baja y media predomina la marga de Larrés (cuarzo, carbonatos y minerales arcillosos). El clima ha sido definido como submediterráneo de montaña, pero con cierta influencia continental y atlántica (Beguería et al., 2003). La precipitación media anual es 750 mm con máximos en otoño y primavera. También son frecuentes las tormentas estivales de origen convectivo. En la cuenca de Araguás se observan 3 ambientes muy diferentes (Fig. 1): (i) en la parte alta se desarrolla un bosque de repoblación (Pinus sylvestris) ocupando un 30% de la superficie total; (ii) en la parte media aparecen campos abandonados, junto con pastos y matorrales; (iii) y finalmente, en la parte media-baja se desarrolla una red de cárcavas (25% del área total de la cuenca) donde predomina una vegetación de porte arbustivo y herbáceo.

3. EQUIPAMIENTO Y MÉTODOS

En el año 2005 se monitorizó la cuenca mediante una estación de aforo y se instaló el siguiente equipamiento: (i) un sensor de ultrasonidos (Pepperl+Fuchs) y una sonda de presión (Keller DCX-22) para medir el nivel del agua; (ii) un turbidímetro (Endress+Hauser) para la medición continua de la turbidez; (iii) un tomamuestras automático (ISCO 3700) que permite controlar el sedimento en suspensión y solución en los momentos de crecida; (iv) y 3 pluviómetros de balancín (Hobo) localizados a diferentes cotas (Fig. 1). Todos los instrumentos están conectados a un datalogger (DT50) que registra la información cada 10 segundos, obteniendo valores medios cada 5 minutos. Entre octubre de 2005 y abril de 2007 se han registrado 79 crecidas que han permitido estudiar la respuesta hidro-sedimentológica. Para ello, se han elaborado diversas regresiones múltiples, que han permitido identificar los factores más influyentes en la dinámica del sedimento en suspensión.

4. RESULTADOS

4.1.Caracterización general Los valores mensuales de precipitación, escorrentía y sedimento en suspensión registrados se presentan en la Fig. 2. Los resultados indican que la precipitación tiene una influencia directa en la escorrentía; sin embargo, la relación es más compleja con el sedimento en suspensión transportado. Durante el periodo de estudio, el transporte de sedimento en suspensión se concentró principalmente en marzo y septiembre de 2006, coincidiendo con valores máximos de precipitación y caudal. También se observaron valores destacados, pero de menor magnitud en febrero de 2007 y en agosto de 2006 (asociados a fuertes tormentas). Durante


147

los meses restantes, el sedimento en suspensión mostró pocas variaciones, a pesar de las marcadas fluctuaciones de la precipitación y la escorrentía mensual.

Fig. 2. Distribución mensual de la precipitación, la escorrentía y el sedimento en suspensión total

transportado en la cuenca de Araguás.

4.2. Concentración y transporte de sedimento en suspensión a escala de evento Durante el periodo de estudio se han registrado 79 crecidas. Si bien, la máxima precipitación registrada fue 49,8 mm (23/09/2006) y la máxima intensidad 62,4 mmh-1 (15/08/2006), la mayoría de los eventos son de pequeña magnitud: el 65% de los eventos estuvieron relacionados con lluvias inferiores a 10 mm, y sólo un 10% de los eventos alcanzaron una intensidad de precipitación superior a 30 mmh-1.En general, se observan grandes cantidades de sedimento transportado durante las crecidas, indicando que en la cuenca de Araguás la disponibilidad de sedimento es muy elevada. La concentración máxima de sedimento en suspensión osciló entre unos pocos gramos a más de 1000 gl-1, definidos por Mintegui et al. (2006), como flujos monofásicos. Sin embargo, sólo durante un 14% de los eventos la concentración máxima superó los 500 gl-1. Asimismo, más de la mitad de los eventos

exportaron menos de 10 Tn, 14 crecidas produjeron más de 100 Tn y sólo 3 eventos exportaron más de 1000 Tn. La Fig. 3 presenta la relación entre el pico de caudal y el pico de concentración de sedimento en suspensión. El resultado para el total de los eventos es bastante pobre con un coeficiente de correlación relativamente bajo, aunque positivo y significativo (R = 0,3593 p<0,01). Si sólo se tienen en cuenta las crecidas de estación húmeda el resultado carece de significación, y en el caso de las crecidas de la estación seca, el coeficiente de correlación aumenta sensiblemente (R = 0,5902).

Fig. 3. Relaciones entre el pico de caudal y la concentración de sedimento en suspensión máxima en la cuenca de Araguás, diferenciando crecidas de

estación húmeda y de estación seca.

Tabla I. RELACIONES ENTRE EL SEDIMENTO TOTAL TRANSPORTADO Y

DIFERENTES VARIABLES HIDROLÓGICAS. TOTAL CRECIDAS (N=79), ESTACIÓN

HÚMEDA (N=45) Y ESTACIÓN SECA (N=34). VALORES EN NEGRITA REPRESNETAN

CORRELACIONES ESTADÍSTICAS AL NIVEL 0,01.

El análisis anterior ha demostrado que las relaciones entre caudal y concentración de sedimento no explican totalmente la exportación de sedimento en suspensión. Por ello, se han analizado otras variables considerando

Sedimento total transportado Total Húmeda Seca

Prec. Total (mm) 0,562 0,493 0,655 Int. Med. (mmh-1) 0,204 -0,020 0,440

Imax (mmh-1) 0,271 -0,056 0,521Q Máx. (ls-1) 0,684 0,500 0,945

Escorrentía (mm) 0,674 0,690 0,660 Q base (ls-1) 0,447 -0,030 0,530

CE 0,447 0,410 0,546 Prec. 1día (mm) -0,026 -0,068 0,009

148

el total de eventos y diferenciando la estación seca de la húmeda (Tabla I). Considerando todos los eventos, la precipitación total, el pico de caudal, la escorrentía, el coeficiente de escorrentía y el caudal de base presentan relaciones significativas (p<0,01) con el sedimento en suspensión total transportado, y con menor significación (p<0,05) con la Imax

de la precipitación. Si se consideran los eventos registrados en estación húmeda, sólo se observan correlaciones significativas con la precipitación, la escorrentía, el coeficiente de escorrentía y el pico de caudal, desapareciendo las correlaciones con la Imax y con el caudal de base. Considerando sólo los eventos de estación seca, aumenta fuertemente la cantidad de variables correlacionadas (todas excepto la precipitación antecedente) e incluso mejora su significación, especialmente con el pico de caudal y con la máxima intensidad de precipitación (Tabla 1).


La dinámica del sedimento en suspensión en la cuenca de Araguás presenta una gran complejidad y una gran variabilidad temporal. Asimismo, los resultados demuestran la gran disponibilidad de sedimento, prácticamente ilimitado en el cauce y en las laderas de la zona acarcavada. En general, se observan altas concentraciones de sedimento en suspensión en la mayoría de los eventos; sin embargo, los eventos extremos ejercen una influencia determinante en el balance total de sedimento, confirmando el comportamiento irregular y compulsivo del sedimento en suspensión en áreas mediterráneas (Romero et al., 1988). A escala de evento, las características hidrológicas de la crecida (volumen de escorrentía, coeficiente de escorrentía y pico de caudal principalmente) y el

volumen de precipitación, son los factores más relevantes en el control de la dinámica del sedimento en suspensión. Además, se aprecian diferencias estacionales, destacando que, durante la estación seca, las elevadas concentraciones de sedimento, los caudales moderados y las buenas correlaciones con la Imax, sugieren que solamente las cárcavas contribuyen a la generación de crecidas, a causa de su funcionamiento claramente Hortoniano.

Agradecimientos Este trabajo ha sido realizado con el apoyo de los proyectos CANOA y PROBASE financiados por el CICYT. La monitorización de la cuenca fue financiada por el convenio RESEL.

REFERENCIAS

Beguería, S., López-Moreno, J.I., Lorente, A., Seeger, M. y García-Ruiz, J.M. (2003). Assessing the effects of climate oscillation and land-use changes on streamflow in the Central Spanish Pyrenees. Ambio, 32 (4), 283 - 286.

Mintegui, J.A., Lenzi, M.A., Robredo, J.C. y Mao, L. (2006). Movilización versus estabilización de los sedimentos en los cursos sometidos a la dinámica torrencial. Editado por Organismo Autónomo de Parques Nacionales del Ministerio de Medio Ambiente.

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Webb, B.W., Foster, I.D.L. y Gurnell, A.M. (1995). Hydrology, Water Quality and Sediment Behaviour. En Foster, I., Gurnell, A.M. y Webb, B. (Eds.): Sediment and Water Quality in River Catchments. Wiley & Sons, New York, 1 - 30.


149

Análisis del acarcavamiento y su relación con el uso del suelo en una pequeña cuenca en el SO de España

Á. Gómez Gutiérrez (1), S. Schnabel (1) y J. F. Lavado (1)

(1) Grupo de Investigación Geoambiental (GIGA), Área de Geografía Física, Universidad de Extremadura, Avda. de la Universidad s/n, 10071, Cáceres, [email protected].

Abstract Analysis of gullying and its relation with land use in a small catchment in southwest Spain This paper analyzes the impact of recent land use changes on the development of a valley bottom gully located in a small catchment in southwest Spain. A multi-temporal series of aerial ortophotographs was used to determine the advance of the gully and to elaborate land use maps. Furthermore, the influence of the total amount of precipitation on gully growth was evaluated and the role of land use on the coefficient a and the exponent b, included in the equation S=aA-b, was explored. This expression is based on the topographical threshold concept and is commonly used to predict gully initiation. The most important results show an increase of the gullied area from 695 m2 in 1945 to 1009 m2 in 2006. The gully increase seems to be closely related with the change of cultivated area in the catchment from 1945 to 1956, and with the increase in stocking densities during the last years.

Palabras clave: erosión en cárcava, ortofotografías, uso del suelo, cultivo, sobrepastoreo. Key words: gully erosion, ortophotographs, land use, crop, overgrazing.

1. INTRODUCCIÓN

La erosión hídrica es la principal forma de degradación de los suelos en las dehesas del suroeste español. En estas áreas, la erosión debida a cárcavas permanentes es el proceso erosivo dominante en las vaguadas y supone el origen de una gran fuente de sedimentos (Schnabel, 1997). Al mismo tiempo, las dehesas del sur y suroeste peninsular han experimentado grandes cambios durante los últimos 60 años: la puesta en labor de grandes superficies de tierra durante la posguerra, el abandono de cultivos motivado por la crisis de la agricultura tradicional a partir de los años 60 y la simplificación en los sistemas de producción durante los últimos años (con un ostensible aumento de la carga ganadera). Son numerosos los trabajos recientes que ponen de relieve el impacto de un cambio en el uso del suelo sobre la

aparición y desarrollo de sistemas de cárcavas en diversos ambientes (Faulkner, 1995; Harvey, 1996; Prosser y Winchester, 1996; Martínez-Casas-novas y Sánchez-Bosch, 2000; Chaplot et al., 2005; Zucca et al., 2006). El objetivo principal de este trabajo es analizar la evolución de una cárcava permanente de fondo de valle y su relación con los cambios en el uso del suelo y el manejo de la explotación durante los últimos 60 años. Como objetivos secundarios se plantea: 1) analizar el papel de la precipitación total, 2) evaluar la viabilidad de la metodología empleada realizando un análisis de las precisiones obtenidas, y finalmente, 3) estudiar la influencia del uso del suelo y la cubierta vegetal sobre el coeficiente a y el exponente b de la ecuación S=aA-b basada en el concepto del umbral topográfico (Patton y Schumm, 1975) y comúnmente utilizada para predecir la iniciación de cárcavas.

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2. ÁREA DE ESTUDIO

La cuenca experimental Parapuños se encuentra en la provincia de Cáceres, sobre la denominada Superficie General de Erosión dentro del Macizo Ibérico. Tiene una topografía ondulada con una pendiente media del 7.91 % y un área de 99.5 ha. La base litológica de la cuenca son pizarras precámbricas. Sobre estos materiales, existen restos de un pedi-mento en las zonas culminantes y vertientes formados por cantos de cuarcita semi-redondeados empastados en una matriz arcillo-arenosa. En las vaguadas, sobre pizarras, encontramos un depósito de tipo aluvial con una potencia máxima de 1.5 m sobre el que se desarrolla la cárcava objeto de estudio. Los tipos de suelos dominantes en la cuenca son Regosoles en las vaguadas y Leptosoles en las vertientes. El clima es mediterráneo, con influencia continental. Las precipitaciones son muy irregulares y presentan una media en torno a 500 mm anuales. La temperatura media anual es de 16º C. Actualmente, las tierras que forman parte de la cuenca no se cultivan y son aprovechadas como pastos para ovejas y cerdos.


El avance o retroceso de la cárcava fue determinado a partir de las mediciones realizadas sobre ortofotografías aéreas de diferentes fechas (tabla 1). Para construir las ortofotografías fue necesario digitalizar los pares originales con escáner fotogramétrico y posteriormente realizar un proceso de ortorectificación. La calidad de las ortofotografías resultantes fue evaluada mediante la comparación de longitudes y áreas de elementos del paisaje registradas en el campo y las obtenidas a partir de la digitalización de dichos elementos sobre las ortofotografías. Los resultados de esta evaluación muestran

un error cuadrático medio en el registro de longitudes y áreas de 1.09 m y 5.89 m2, respectivamente.

TABLA I. CARACTERÍSTICAS DE LAS FOTOGRAFÍAS AÉREAS.

FECHA ESCALA28-30/09/1945 1:44.000-43.000

17/04/1956 1:35.000 08/1989 1:20.000 02/1998 1:40.000

19/06/2002 1:6.000 26-29/04/2006 1:30.000

A partir de la fotointerpretación de las ortofotografías también se construyeron mapas de unidades vegetales homogéneas y uso del suelo para cada fecha. Estos mapas se completaron con trabajo de campo, entrevistas a testigos históricos, datos aportados por otros autores (Plieninger, 2006) y mapas de cultivos y aprovechamientos de la zona. Otro elemento que se consideró fue la precipitación acaecida durante cada período. Ante la inexistencia de una serie temporal de datos para la cuenca que abarcase la totalidad del período de estudio, se construyó una base de datos compuesta por los valores registrados en la cuenca (2000-2006) y estimaciones (1945-1999). Estas últimas, se realizaron a través del establecimiento de correlaciones entre los datos de la cuenca y los registrados en las estaciones meteorológicas de Monroy y Cáceres (a 5.8 km y 25.8 km de la cuenca). Las series de precipitación presentaron un r2 de 0.99 entre la cuenca y Monroy y de 0.81 entre Cáceres y Monroy. Finalmente, para analizar la evolución de los valores del coeficiente a y el exponente b, se digitalizó la localiza-ción de las cabeceras en cada época y se determinó la pendiente local del punto (S) y el área de drenaje (A). Para ello, se utilizó un modelo digital de elevaciones con píxel de 0.5 m generado a partir de cartografía topográfica de la cuenca (escala 1:6.000). Los valores de A y Sobtenidos se ajustaron a una relación del


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tipo S=aA-b y se cruzaron en un gráfico con escala logarítmica para establecer líneas de umbral (umbral topográfico y umbral topográfico medio) y determinar los valores de a y b.


Acarcavamiento-Uso del suelo Los resultados muestran un incremento del área afectada por acarcavamiento durante el período de estudio de 314,10 m2, que se traduce en una tasa de avance de 5.18 m2 año-1. El acarcava-miento alcanza su máximo en 1956 con un área afectada de 1559.58 m2, de forma que entre 1945 y 1956 se produce una tasa de avance de 82.16 m2 año-1.Este período coincide con la puesta en labor de casi la mitad de la superficie de la cuenca, de hecho, el área afectada por acarcavamiento y la superficie cultivada dentro de la cuenca siguen una evolución similar durante el período de estudio (Fig.1). Entre 1956 y 1989 se produce un retroceso de los procesos de acarcavamiento, de manera que la superficie afectada se ve reducida a menos de la mitad. Este hecho se explica debido a que zonas del cauce que en fechas anteriores aparecían con paredes verticales y eran claramente reconocibles en las ortofotografías, ahora se han estabilizado, convirtiéndose en arroyos con paredes de ligera pendiente y fondos donde se ha llegado al sustrato e incluso donde se produce deposición. Esta tendencia se confirma con los datos de superficie acarcavada en 1998. Durante este período se abandonan casi la totalidad de los cultivos dentro de la cuenca, limitándose la superficie cultivada a un área de 2.84 ha. Posteriormente, en las ortofotografías de 2002 y 2006 se observa un avance del acarcavamiento a razón de 34.44m2 año-1 y 68.07m2 año-1.Durante este período, la superficie cultivada dentro de la cuenca aumenta de nuevo, aunque dudamos que este sea

el hecho que se encuentre detrás del avance del acarcavamiento desde 1998, ya que se trata de una zona sin conexión hidrológica con la mayor parte de la cárcava. El aumento de la superficie acarcavada durante el período 1998-2006 coincide con un incremento notable en la carga ganadera de la explotación, que pasó de soportar entre 500-600 ovejas a finales de los 90 a unas 1800 ovejas y 140 cerdos a partir del 2000.

1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000 20100

5

10

15

20

25

30

35

40

45

Su

pe

rfic

ie c

ult

iva

da

(ha

)

400

600

800

1000

1200

1400

1600

Áre

a a

ca

rca

va

da

(m

2 )

Fig. 1. Evolución comparada de la superficie cultivada y el área acarcavada.

Precipitación-Acarcavamiento No se encontró ninguna relación significativa entre la precipitación total y el avance de los procesos de acarca-vamiento. Tampoco se encontró relación significativa entre el avance del acarcavamiento y el número de años húmedos por período (con precipitación > al percentil 0.8) o el número de años húmedos seguidos en cada período. Probablemente los datos anuales no pueden reflejar algunas características de la precipitación que pueden resultar determinantes para la iniciación y avance de los procesos de acarca-vamiento como las particularidades de cada evento (intensidad y duración) y la distribución anual de los mismos.

Análisis del umbral topográfico El número de cabeceras localizado en cada fecha varía desde 4 a 16. Los ajustes a la ecuación S=aA-b presentan coeficientes de correlación desde 0.23 (en 1945) hasta 0.85 (en 1956). Los valores de –b, que oscilan entre 0.46 y

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0.68, coinciden con los aportados por otros autores para canales permanentes y flujo superficial de tipo hortoniano ( 0.5; Montgomery y Dietrich, 1994) y difieren bastante de los relacionados con procesos subsuperficiales ( 0.2). De hecho, la ecuación del umbral topográfico medio en Parapuños para la totalidad del conjunto de datos (Fig. 2), es similar a la aportada por Vandekerckhove et al. (2000) para una zona de pastoreo en el Alentejoportugués con características similares a Parapuños (S=0.11A-0.54).

Área de drenaje, A (ha)1 10 100

Pen

dien

te,

S (

m/m

)

0,0001

0,001

0,01

0,1

51.0,11.0 254.0 rAS

Fig. 2. Umbral topográfico medio para el desarrollo de cárcavas en Parapuños, obtenido a partir de los

valores de pendiente (S) y área de drenaje (A) de cada cabecera en cada fotografía.

Los valores del exponente -b, son regulares durante el período de estudio, reflejando un escaso impacto del cambio en el sistema de explotación. El coeficiente a, sí que parece reflejar los cambios en el uso del suelo, coincidiendo sus valores máximos con el año 2006 (0.15) y 2002 (0.12) cuando la cuenca sufre la presión de un mayor número de cabezas de ganado, y con 1956 (0.11) cuando casi el 50% de la superficie de Parapuños se encuentra cultivada. Estos valores contrastan con los obtenidos para 1945 (0.01) y 1989 (0.04), que difieren de los anteriores aproximadamente en un orden de magnitud.

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Aplicación de 210Pb para evaluar la redistribución del suelo en ambientes mediterráneos.

L. Gaspar (1) y A. Navas (1)

(1) Departamento de Suelo y Agua. Estación Experimental de Aula Dei – CSIC. Apdo. 202, 50080 Zaragoza. [email protected]

Abstract Application of 210Pb to evaluate the soil redistribution in Mediterranean environments. Unsupported 210Pb technique is similar to 137Cs, but the resulting estimates on rates of soil erosion and deposition reflect a longer period of time between 100 and 150 years rather than 40 years of 137Cs. In this study the unsupported 210Pb, a natural fallout radionuclide, is used in combination with 137Cs. 210Pbex

offers potencial as a complementary tracer, which can provide additional information about the erosional history of a site. The results obtained from the unsupported 210Pb are compared with equivalent results based on 137Cs measurement, provided by a previous investigation undertaken in the study catchment, showing both radionuclides a similar distribution into the soil profile. These results confirm the potencial of coupling unsupported 210Pb and 137Cs in soil erosion research in Mediterranean environments.

Palabras clave: erosión, redistribución del suelo, radiotrazador, 137Cs, 210Pb, ambientes mediterráneos. Key words: soil erosion, soil redistribution, radiotracing, 137Cs, 210Pb, Mediterranean environments.

1. INTRODUCCIÓN

La erosión y consecuente degradación del suelo es uno de los principales problemas ambientales, especialmente en los agrosistemas mediterráneos donde se ha intensificado durante las últimas décadas. El agua, el viento y la actividad antrópica dirigen los procesos erosivos e inducen la alteración de la capa superficial del suelo, cuya consecuencia es la disminución de la fertilidad natural y productividad biológica, la perdida de materia orgánica y nutrientes, la degradación de la estructura física del suelo así como la reducción de la capacidad de retención de agua, favoreciendo el avance de la desertificación. Se estima que la pérdida de suelo supera su velocidad de formación, y se calcula que un 40 % del territorio español presenta graves problemas de erosión (Navas, 1995). La utilización de técnicas radiométricas para cuantificar la redistribución del

suelo, ha demostrado su potencialidad y fiabilidad mediante el uso del radioisótopo 137Cs en diferentes ambientes a nivel mundial, (He y Walling, 1997), (Navas, 2002) incluido el ambiente mediterráneo (Navas et al., 2005), (Navas et al., 2007). La técnica se basa en la comparación de los inventarios de referencia del área de estudio con los valores de actividad del radioisótopo en los distintos puntos de muestreo. El isótopo artificial 137Cs, introducido en la atmósfera durante ensayos nucleares, proporciona medidas de pérdida de suelo provocadas por la erosión hídrica durante los últimos 50 años. Desde hace unos años, el radioisótopo 210Pb es objeto de estudio para cuantificar la redistribución del suelo y las pautas de erosión a una escala temporal más amplia, alcanzando los 100-150 años (Walling et al., 2003), (Zhang et al., 2006). El objetivo de este trabajo es valorar el uso del radioisótopo natural 210Pb para

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estimar la perdida y redistribución del suelo, comparar los resultados obtenidos con datos equivalentes basados en medidas de 137Cs, técnica más experimentada y validada, así como confirmar la viabilidad del uso conjunto de ambos radiotrazadores en ambientes mediterráneos. Otros autores plantean el uso del 210Pb como alternativa del 137Csen áreas con inventarios de 137Cs muy bajos o solventar el problema de la desintegración radiactiva del 137Cs y la disminución del inventario existente (Walling et al., 2003). El contenido de 137Cs y 210Pb depende de la distribución de la lluvia y de la precipitación seca, así como de su posterior absorción por las partículas finas del suelo de forma prácticamente irreversible. Este hecho hace que el estudio del movimiento de los radioisótopos se asocie directamente al movimiento del suelo. La afinidad del 210Pb por los minerales de la arcilla y la materia orgánica de los suelos y su distribución a través del paisaje, es similar al 137Cs y depende de parámetros como relieve, pendiente, tipo de suelo, vegetación, pluviometría de la zona de estudio y actividades antrópicas, principalmente al desarrollo de prácticas agrícolas.

2. METODOLOGÍA

2.1. Área de estudio La zona de estudio se localiza en la Sierra de la Carrodilla, al sureste de las Sierras exteriores del Pirineo Oscense, sobre afloramientos de margas yesíferas y arcillas de la Facies Keuper y calizas de la Facies Muschelkalk, a una altitud media de 786 m s.n.m. El clima es característico de una región subhúmeda con una precipitación media anual de 595 mm. Se han muestreado un total de 6 perfiles de suelo, 2 por cada área susceptibles de erosión, procesos de acumulación y zonas estables, con un muestreador manual de 8 cm de diámetro,

alcanzando una profundidad máxima de 50 cm. Los testigos son seccionados a intervalos de 5 cm, obteniendo un total de 41 muestras. Se dejan secar y se analiza por espectrometría de rayos gamma la fracción menor de 2 mm, calculando el contenido de 137Cs y 210Pb en los suelos.

2.2. Análisis de las medidas de 210Pbex

El 210Pb es un isótopo natural e inestable con una vida media de 22.26 años, perteneciente a la serie de desintegración radiactiva del 238U. La actividad total de 210Pb medida en los suelos tiene dos componentes, el 210Pbs(soportado), siendo éste el producto de la desintegración in situ del isótopo 226Ra, y el 210Pbex (en exceso) que proviene de la precipitación atmosférica. En el registro sedimentario, el 210Pbs

está en equilibrio radiactivo con el 226Ra, sin embargo existe una pequeña proporción de 222Rn, producto de la desintegración de 226Ra, que se difunde a la atmósfera y se desintegra posteriormente en varios productos hasta generar el 210Pb atmosférico, que vuelve a la litosfera a través de la lluvia o la precipitación seca. Este 210Pbex no se encuentra en equilibrio con el 226Ra, y se incorpora rápida y de forma continua a los sedimentos, creando un exceso de concentración en la superficie del suelo. El 210Pbex se determina descontando del 210Pb total el 226Ra.

3. RESULTADOS

Los perfiles de distribución de 137Cs y 210Pb para las zonas estables presentan una acumulación máxima en el horizonte superficial, con valores máximos de 137Cs entorno a 23 Bq Kg-1

y concentraciones de 210Pb que alcanzan los 52 Bq Kg-1 (Fig. 1 a y a’). Estos valores disminuyen exponencialmente con la profundidad, alcanzando


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concentraciones de 1 Bq Kg-1 para el 137Cs y 15 Bq Kg-1 para el 210Pb. Las áreas de acumulación presentan un aumento de las concentraciones, incluso en niveles a mayor profundidad, debido a la entrada en el perfil de los radioisótopos que lleva el suelo y que se suman al acumulado por la lluvia (Fig. 1 b y b’). Las concentraciones de 137Csoscilan entre 30 y 0.4 Bq Kg-1 y las de 210Pb entre 29 y 7 Bq Kg-1 en el perfil 1b y entre 75 y 52 Bq Kg-1 en el perfil 1b’, a lo largo de los 30 cm que profundiza el perfil. Supone un incremento de la concentración de 137Csy 210Pb del 35 y 44 % respectivamente, frente a las zonas estables. Las zonas afectadas por procesos de erosión presentan una reducción muy significativa de ambos radionucleidos con concentraciones menores en los incrementos sucesivos de profundidad (Fig. 1 c y c’). Se trata de suelos cultivados por lo que se produce una mezcla del suelo arado, y la distribución de ambos radionucleidos se homogeniza a lo largo de los casi 50 cm de perfil. La distribución en el perfil 1c, corresponden a un campo de cultivo de pendiente elevada. Muestran una distribución uniforme con concentraciones de 137Cs entre 0.4 y 5.2 Bq Kg-1 y concentraciones de 210Pb entre 24 y 7 Bq Kg-1. Se observa un aumento de 210Pb en los centímetros más superficiales del perfil debido a la continua incorporación de éste radioisótopo al suelo, siempre y cuando no haya sido redistribuido por las tareas de labranza (Fig.1 c’). El perfil 1c’ corresponde a un campo de cultivo situado en una zona de menor pendiente. La concentración es baja y homogénea en la zona más superficial del suelo, con valores entorno a 2 Bq Kg-1 para el 137Cs y valores máximos de 17 Bq Kg-1 para el 210Pb. A los 40 cm

de profundidad se encuentra una concentración anómala de 137Cs, y en menor medida de 210Pb, alcanzando valores de 83 Bq Kg-1 y 28 Bq Kg-1

respectivamente, interpretada como un nivel de acumulación en el pasado, pese a que en la actualidad, debido a las prácticas agrícolas, esta zona sufre procesos de erosión. Supone una reducción de la concentración del 21% para el 137Cs y del 56 % para el 210Pbcon respecto a las zonas estables. Para cada uno de los seis perfiles, los dos radioisótopos muestran distribuciones similares en profundidad, aunque al contrario que el 137Cs, el 210Pb presenta un incremento de la concentración en los centímetros más superficiales, debido al aporte continuo de 210Pbex. La problemática de esta técnica en ambientes mediterráneos es determinar el inventario de referencia debido a que son suelos muy pedregosos, con una distribución irregular de la cobertera vegetal y muy alterados durante décadas debido a las continuas prácticas agrícolas.

4. CONCLUSIONES

El análisis de los perfiles de 210Pb junto a los de 137Cs permiten caracterizar áreas estables, de acumulación o zonas afectadas por procesos de erosión, confirmando su potencial de uso en suelos de regiones mediterráneas. Este método de base física es de aplicación universal y los resultados se pueden comparar con los obtenidos en otras áreas de estudio así como para la descripción de diferentes procesos de erosión y acumulación. Esta técnica permite evaluar los efectos que producen el uso y manejo del suelo, los factores fisiográficos y el ambiente edáfico sobre la pérdida de suelo.

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Fig. 1. Perfiles de distribución de 137Cs y 210Pb en profundidad para zonas: a) y a’) estables, b) y b’) de depósito y c) y c’) de erosión.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el proyecto de la CICYT: REM (CGL2005-02009/BTE).

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Estimación de las emisiones de sedimentos de la minería de carbón a cielo abierto en Teruel mediante

RUSLE 1.06

S, Nyssen. (1) y J.M., Nicolau (1)

(1) Departamento de Ecología. Facultad de Ciencias. Universidad de Alcalá. 28871 Alcalá de Henares. [email protected].

Abstract

Hydrological impact is the major environmental effect of opencast coal mining in Teruel coalfield. Mined surfaces are an active source of sediments and runoff affecting to the natural watercourses. A quantitative estimation of sediment yield of each mine is necessary in order to develop a regional plan for old mines reclamation. RUSLE 1.06 has been applied in order to estimate mines sediment yield. Averaged annual erosion rates at the mine scale range between 0 and 50 t/ha. Rilled-constructed slopes show the highest erosion rates reaching up to 100 t/ha/year). The map of sediment sources shows three mines as responsible of the 60% of the exported sediments. The called “Second generation mines” do not contribute to the sediment emissions while the “First generation mines” produce most of them. However the abandoned mines show moderate emissions rates because they are frequently unconnected from the natural drainage network.

Palabras clave: impacto hidrológico, minería, restauración, erosión, RUSLE, Teruel Key words: hydrological impact, mining, land reclamation, soil erosion, RUSLE, Teruel

1. INTRODUCCIÓN

La minería del carbón a cielo abierto viene desarrollándose desde 1976 en Teruel, periodo en el que se han abierto 25 explotaciones que ocupan una superficie en torno a las 3.000 ha (Nyssen, 2007). Se han identificado tres tipos de explotaciones según el estado de las restauraciones, la morfología de los relieves construidos y su impacto hidrológico (Nicolau, 2003). Explotaciones sin restaurar; restauraciones de “Primera Generación” con topografía del tipo “Plataforma-talud-cuneta”; y restauraciones de “Segunda Generación”, caracterizadas por una topografía más suavizada (modelo “Plataforma-talud ecológico” y modelo “Cuencas”) y un manejo más experto de las técnicas de creación de suelo, de revegetación y de control de la escorrentía y los sedimentos.

Dos terceras partes de la superficie minera se pueden calificar como restauradas con éxito y una tercera parte constituye el pasivo ambiental, formado por explotaciones no restauradas (12%) o restauradas sin éxito (21%) (Mellado, 2006). El principal problema ambiental de estas mil hectáreas es el impacto hidrológico sobre los cauces fluviales naturales al ser fuentes importantes de escorrentía y sedimentos (Nyssen, 2007). Para acometer la restauración de estas explotaciones desde las administraciones públicas con recursos económicos limitados se hace necesario priorizar las explotaciones según la magnitud de sus emisiones. La estimación del volumen de escorrentía y sedimentos procedentes de la minería y de las obras de ingeniería civil se viene realizando de forma cualitativa en la mayoría de los Estudios de Impacto Ambiental, a pesar de que en la última década se han desarrollado

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herramientas predictivas que permiten su estimación de forma cuantitativa. RUSLE 1.06 -“Rusle for mined lands, constructed sites and reclaimed lands”- (Toy & Foster, 1998) es un modelo predictivo específico para este tipo de ambientes que ha sido validado para las laderas de la minería en Teruel (MFUSA, 2001). Este estudio tiene como objetivo principal estimar de forma cuantitativa las emisiones de sedimentos de las minas turolenses a la red de drenaje natural mediante la aplicación de RUSLE 1.06. Y, como objetivo secundario, la identificación de las áreas mineras críticas por ser áreas fuente de sedimentos principales.


Área de estudio El área de estudio corresponde a la cuenca lignitífera de Teruel, en las cuencas de los ríos Martín y Guadalupe (40º 45’ 41º 00’ N y 0º 15’ 1º 00’ E), en la que se han estudiado 23 explotaciones a cielo abierto. Con una altitud que va de 1250 a 600 m.s.n.m. y clima Mediterráneo continental mesotérmico semiárido.

Metodología A partir de fotografías aéreas del vuelo 1999-2000 y mediante el soporte ArcView Gis (V.3.1, 1998) se elaboró la cartografía de unidades hidrológicas, identificándose las siguientes categorías: Plataformas, Taludes con regueros, Taludes sin regueros, Bermas, Pistas, Superficies de trabajo, Zonas de sedimentación, Huecos de explotación, Balsas de sedimentación, Balsas de sedimentación naturalizadas, Balsas de sedimentación para abrevar ganado. Registrándose para cada una las variables superficie, pendiente y cobertura vegetal. Por otro lado se cartografiaron las cuencas de drenaje, identificándose las áreas (subcuencas)

vertientes a los cauces naturales y las vertientes al interior de huecos de explotación, desconectadas de la red de drenaje natural. Para estimar de forma cuantitativa las emisiones de sedimentos desde las explotaciones mineras a los cauces naturales se ha aplicado el modelo RUSLE 1.06 (for mined lands, constructed sites and reclaimed lands).Este modelo ha sido validado para los ambientes mineros de Teruel (MFUSA, 2001), en investigaciones llevadas a cabo en parcelas experimentales en taludes mineros en la cuenca de Utrillas. Los datos de entrada al modelo relacionados con las propiedades hidrológicas de los suelos, factores R y K, proceden de dichas investigaciones. Los datos para los factores LS, C y P se obtuvieron de la cartografía de las unidades hidrológicas, además de ser contrastados en visitas in situ a las explotaciones.


Las tasas de erosión anual media por mina se sitúan entre 0 y 125 tm/ha/año. Puntualmente se han estimado valores en la unidad hidrológica taludes reguerizados que pueden superar las 190 tm/ha/año. Valores similares se dan en registros empíricos en la zona y en otras cuencas mineras del mundo (Nicolau, 1996). Los resultados obtenidos ponen de manifiesto el peso de unas pocas explotaciones en la emisión de sedimentos hacia los ríos de la provincia. La mina Santa María emite una tercera parte de los sedimentos, las minas Sabina-Yermegada el 20% y Ernesto Ferrer el 13%. Ello da un mapa en el que la Val de Ariño, el río Mena en la cuenca de Utrillas, el río Palomar y el río Estercuel aparecen como los principales receptores de las emisiones de la minería del carbón (Figura 1).


159

Fig.1. Pérdida de suelo anual de las superficies vertientes a cauces naturales por cauce fluvial.

Fig.2. Pérdida de suelo anual de las superficies vertientes a cauces naturales por tipo de restauración.

Por otro lado, la mayor parte de los sedimentos se vierte a cauces permanentes, de mayor capacidad de dispersión por la red fluvial que los efímeros. El tipo de restauración está relacionado de manera directa con la magnitud del impacto hidrológico (Figura 2). Las minas de Segunda Generación con modelado topográfico en cuencas están desconectadas de la red fluvial, por lo que no emiten sedimentos. Las de Segunda Generación con modelado plataforma-talud-cuneta “ecológico” presentan aportes muy

reducidos, mientras que las no restauradas tienen poca superficie conectada, por lo que su impacto hidrológico es menor del que cabría esperar, ya que la mayor parte de sus superficies están desconectadas de la red natural al verter al hueco de explotación sin rellenar. Las de Primera Generación presentan una superficie vertiente superior al resto, por lo que constituyen la principal fuente de sedimentos. Dependiendo del tipo de restauración, la superficie de cada mina conectada con la red fluvial y la

160

proporción en ellas de las unidades hidrológicas más erosivas, los taludes reguerizados, varía, siendo las explotaciones de Santa María y Barrabasa las que ofrecen una superficie de vertido muy por encima del resto. La pérdida anual de suelo (tm/año) de cada explotación puede ser un criterio cuantitativo para proponer una priorización de las explotaciones a la hora de su restauración, a fin de reducir el impacto hidrológico. Criterio el cual, debería complementarse con otros relativos al estado de conservación y resiliencia de los ecosistemas acuáticos receptores, además de con criterios de tipo socioeconómico y culturales.

4. CONCLUSIONES

1. La emisión de sedimentos desde las explotaciones mineras de carbón a los cauces fluviales en Teruel se concentra en la cuenca minera de Val de Ariño, en la cuenca de Utrillas, existiendo otros dos focos secundarios sobre el río Estercuel y sobre el río Palomar. Todas ellas se encuentran en la cuenca del río Martín. 2. De las unidades hidrológicas identificadas, los taludes reguerizados constituyen la principal fuente de sedimentos. Las entradas exógenas de escorrentía procedentes de pistas y plataformas superiores intensifican notablemente este proceso. 3. Las explotaciones de Segunda Generación realizan una aportación mínima de sedimentos, siendo las de Primera Generación (sistema talud-cuneta-berma) las principales contribuyentes. Las explotaciones no restauradas, por sus menores dimensiones y reducida superficie vertiente al exterior son contribuyentes menores. 4. La aplicación del modelo RUSLE –validado con parcelas experimentales a las condiciones locales- con el soporte ArcView GIS constituye una

herramienta útil para diagnosticar el impacto hidrológico de la minería a escala de cuenca y diseñar un programa de restauración a escala regional.

REFERENCIAS

Mellado García, I. (2006). Evaluación ambiental de la minería del carbón a cielo abierto en Teruel. Proyecto de Fin de Carrera. Universidad de Alcalá.

M.F.U.S.A. (2001). Diseño de la morfología y red de drenaje en las restauraciones mineras. Ocicarbón-Ciemat. Informe de difusión de proyectos nº74. 36pp.

Nicolau, JM. (1996). Effects of topsoiling on rates of erosion and erosion processes in coal mine spoil banks in Utrillas, Teruel, Spain. International Journal of Surface Mining, Reclamation and Environment 10: 73-78.

Nicolau, J.M. (2003). Trends in relief desingn and construction in opencast mining reclamation. Land Degradation & Development. 14: 215-226.

Nyssen, S. (2007). Contribución a la evaluación del impacto hidrológico en la minería del carbón a cielo abierto en Teruel: estimación de la emisión de sedimentos con el modelo RUSLE. Proyecto de fin de carrera. Universidad de Alcalá.

Toy T.J. & Foster G.R. (1998). Guidelines for the Use of the Revised Universal Soil Loss Equation (RUSLE) versión 1.06 on Mined Lands, Construction Sites and Reclaimed Lands. Office of Surface Mining, Denver, USA.


161

Restauración geomorfológica de la minería de carbón a cielo abierto: hacia el modelado en cuencas

hidrológicas

S.Pérez-Domingo (1), J.M Nicolau (1), F. Comín (2), S. González (1), M. Trabucchi (2), L. De Miguel (2)

(1) Departamento de Ecología, Universidad de Alcalá. Edificio de Ciencias, Campus externo de Alcalá, N-II, km 33.600; 28871 Alcalá de Henares (Madrid) E-mail: [email protected](2) Instituto Pirenaico de Ecología-CSIC. Avda. Montañana, 1005. Zaragoza (Zaragoza).

Abstract

Geomorphologic restoration in open coal mining: towards the hydrological basins as restoration unit.Geomorphologic restoration is a key point in opencast mining reclamation in order to establish a functional ecosystem and to mitigate the hydrological impact on natural watercourses. A new conceptual model of relief is shown hear: that based on the hydrological basin as the restoration unit with a naturalised drainage network. The method for relief design is based on the use of erosion and hydrological models such as RUSLE 1.06 and Sediment Yield Equation (MUSLE). Different geomorphologic designs -that are been constructed in practice in Teruel coalmines- are shown as well as their hydrological response in terms of sediments and runoff. It is concluded the interest of this approach in order to enhance the success of opencast mining reclamation.

Palabras clave: restauración geomorfológica, minería a cielo abierto, RUSLE, MUSLE, cuencas. Key words: geomorphologic restoration , open coal mining, RUSLE, MUSLE, hydrological basins.

1. INTRODUCCIÓN

La restauración del relieve en minería ha evolucionado en las últimas décadas desde modelados en plataforma-berma-talud hacia otros que toman la cuenca hidrológica como referencia (Nicolau 2003)

El primer modelo conceptual es el más extendido en España. Se trata de escombreras con laderas rectilíneas y abruptas, y una red de drenaje a base de cunetas. La inestabilidad de estas formas de relieve frente a la erosión, por un lado, genera la emisión de sedimentos y escorrentía hacia los ecosistemas acuáticos contribuyendo a su degradación (Sawatski et al. 2000) y, por otro, limita el desarrollo de la vegetación principalmente al

intensificar el déficit hídrico (Moreno et al. en revisión). Este modelado ha evolucionado hacia formas más suaves y estables y amplias áreas planas, dando buenos resultados para el uso agrario de las restauraciones.

La empresa MFUSA restauró varias explotaciones en la cuenca de Utrillas a partir del concepto de cuenca. Las cuencas constan de plataformas, laderas, red de drenaje –basada en cuencas- y balsas reguladoras al final del sistema para limitar las emisiones a los cauces naturales. El concepto de restauración en cuencas puede desarrollarse implementando una red de drenaje naturalizada, con humedales ecológicos. Este modelo resulta muy adecuado cuando las

162

restauraciones se orientan hacia el uso natural y escénico.

En este trabajo se presenta el concepto de restauración en cuencas con red de drenaje naturalizada, cauces meandriformes y humedales.. Y se propone un método para su diseño con la aplicación de modelos sencillos de erosión y de escorrentía.

2. PROPUESTA METODOLÓGICA

El modelo de restauración que se propone de “cuencas con red de drenaje naturalizada” se llevó a cabo aplicando las herramientas metodológicas de la Internacional Erosión Control Asociation (IECA) para los Planes de control de la erosión y la sedimentación en áreas afectadas por movimiento de tierras (Fifield, 2004).

Igualmente se han tenido en cuenta criterios limnológicos para que, tanto en humedales como cauces, se pudieran dar las reacciones básicas de nitrificación y oxigenación, así como un frenado y amortiguación del flujo hídrico.

Para la aplicación de esta metodología se han seguido las siguientes fases: 1. Diseño de la topografía de la cuenca en AutoCAD. 2. Comprobación de su estabilidad frente a la erosión mediante RUSLE 1.06 2. Estimación del volumen de escorrentía, pico de crecida y sedimentos para distintos eventos extremos mediante la Sediment Yield Equation, que combina el modelo de erosión de la MUSLE (Modified Universal Soil Loss Equation), y los modelos hidrológicos de Número de Curva y Método Racional de Pico de Crecida.

3. Dimensionamiento de las cuencas creadas en base al espacio disponible y criterios de control de la erosión y retención de sedimentos y escorrentía. 4. Diseño de los sistemas de humedales con criterios ecológicos, semejantes a los del entorno. 5. Diseño de la forma, tamaño, micro topografía y pendientes de los cauces que dirigen al agua hacia el humedal.

2.1 Zona de actuación La zona de estudio, para la que se han realizado los diseños es la escombrera exterior de la mina de carbón a cielo abierto “Corta Gargallo Oeste”, propiedad de ENDESA GENERACIÓN. S.A. Se encuentra situada en el término municipal de Estercuel (Teruel), a 900 m de altitud (30º37´20´Ń, 0º37´51´Ó). El clima es mediterráneo-continental y los suelos predominantes franco-arcillo-arenosos.

3. DISEÑOS GEOMORFOLÓGICOS

El modelo propuesto consta de los siguientes elementos:

Cuencas endorreicas de tamaño reducido a fin de minimizar los volúmenes de escorrentía a gestionar.

Laderas con una combinación de pendiente, longitud y microtopografía que limiten la erosión máxima a 10 t/ha/año, umbral que se considera compatible con el desarrollo de la vegetación.

Cauces meandriformes naturalizados con lecho de piedras que conduzcan y amortigüen la escorrentía y favorezcan la sedimentación.

Humedales ecológicos con distintas profundidades para favorecer el frenado, la acumulación de escorrentía y sedimento, y la diversidad de especies.

En las figuras 2 y 3 aparecen dos propuestas distintas de este modelo (“a”


163

y “b”) aplicadas a una escombrera exterior de minería de carbón a cielo abierto (Fig 1). En ellas aparecen tabuladas las áreas de cada cuenca y las estimaciones de escorrentía y sedimentos (Tablas I y II).

El diseño “a” requiere una mayor complejidad de medios para su ejecución, y presenta un mayor coste económico que el “b” debido al mayor movimiento de tierras.

Fig. 1. Topografía de la escombrera original a modificar.

Fig. 2. Diseño “a”.

TABLA I. RESPUESTA HIDROLÓGICA DEL DISEÑO “a”

Área Escorrentía (m3)

Sedimentos (m3)

Cuenca 1 101550,00 3111,41 7,26Cuenca 2 177475,25 5152,70 11,89 Cuenca3 152842,55 4682,98 9,12

*Nota: los valores calculados para la lluvia máxima en 10 años (Intensidad de lluvia=64,38mm/24horas)

Fig. 3. Diseño “b”.

TABLA II. RESPUESTA HIDROLÓGICA DEL DISEÑO “b”

Área (ha) Escorrentía (m3)

Sedimentos (m3)

Cuenca 1 13,36 4094,53 17,86 Cuenca 2 12,17 3372,03 20,98 *Nota: los valores calculados para la lluvia máxima en 10 años (Intensidad de lluvia=64,38mm/24horas)

La respuesta hidrológica de estas cuencas, por un lado, da unas tasas de erosión de suelo compatibles con el desarrollo de la vegetación, y por otro, genera volúmenes de escorrentía y sedimentos controlables mediante el sistema de humedales.

4. CONCLUSIONES

El modelo conceptual de “cuencas con red de drenaje naturalizada” posee numerosas ventajas frente al de plataforma-berma-talud, debido a que:

-Permite el establecimiento de una comunidad vegetal estable frente a la erosión (on-site effects).

-Minimiza las emisiones de escorrentía y sedimentos a los cauces naturales (off-site effects).

-Favorece la diversidad de hábitats, permitiendo una mayor diversidad de especies.

Cuenca 1

Cuenca 2 Cuenca 3

Cuenca 1

Cuenca 2

100m

100m

100m

936

904

944

936904

944

164

-Posee un mayor grado de integración con el paisaje circundante debido a la variedad de ambientes y al suavizado de las formas.

La metodología empleada para el diseño de este modelo resulta relativamente sencilla de aplicar por las empresas. De esta manera se podrían poner en marcha protocolos para este diseño de restauración sostenible en el largo plazo.

La dinámica de las operaciones mineras, su coste y la maquinaria disponible, constituyen una restricción que se ha de tener en cuenta a la hora de llevar a la práctica el modelo.

El modelo propuesto se está ejecutando en la actualidad por la empresa ENDESA en Teruel. Posteriormente el relieve resultante será testado mediante el monitoreo de los parámetros eco-hidrológicos a escala de cuenca y ladera.

Agradecimientos El presente trabajo está enmarcado dentro del convenio de colaboración IPE-CSIC-UAH-Endesa Generacion S.A., en Estercuel.

REFERENCIAS

Fifield, J. S. (2004). Designing for Effective Sediment and Erosion Control on

Construction Sites. Forester Press, Santa Barbara, California, USA.

Moreno-de las Heras, M., Nicolau, J.M., Espigares, M.T. (2005). Interacción entre la erosión en regueros, contenido de humedad edáfica y colonización vegetal en laderas restauradas de la minería a cielo abierto del carbón en ambiente mediterráneo-continental (Teruel). En: Samper-Calvete, F.J., Paz-González, A. (Eds.) Estudios de la Zona No Saturada del Suelo. Vol. VII. Universidade da Coruña, La Coruña, Spain, 345-350.

Moreno-de las Heras, M., Nicolau, J.M., Espigares, M.T. In review. Vegetation sucesión in reclaimed coal mining slopes in a Mediterranean-dry environment. Ecological Engineering.

Nicolau, J. M. (2003). Trends in relief design and construction in opencast mining reclamation. Land Degradation & Development, 14(2), 215-226.

Nicolau, J.M. & Moreno, M. 2005. Opencast mining ...

Sawatski, L., McKenna, G., Keys, M.J. and Long, D. (2000). Towards minimising the long-term liability of reclaimed mine sites. En: Haigh, M.J. (Eds.): Reclaimed Land: Erosion Control, Soils and Ecology, A.A. Balkema, Rotterdam, 21-36.

GEOMORFOLOGIA FLUVIAL


167

Determinación de la rugosidad de lechos de grava mediante láser terrestre de alta resolución

D. Vericat (1), J. Brasington (1), J. Wheaton (1), I. Rychov (1)

(1) Centre for Catchment and Coast Research, Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University, Llandinam Building, Penglais Campus, SY23 3DB, UK; Tel: +44 (0)1970 621862; Fax: +44 (0)1970 622659; E-mail: [email protected]

Abstract Analysis of alluvial bed roughness by means of Terrestrial Laser Scanning We outline a methodology to derive local bed roughness from detailed 3D point cloud data, acquired using a terrestrial laser scanner (TLS) in a 1 km long study reach of the River Feshie. Unlike hand-held scanners, a TLS can be tripod mounted and acquire data over ranges exceeding 100 m and achieve data densities well above 1000 points/m2. In this study, a Leica ScanStation was deployed to acquire a point cloud comprising over 200 million points, with total RMS errors of 2-11 mm. An experimental design using a combination of grain-size counts and TLS data was developed to test a range of algorithms designed to retrieve patch-scale roughness metrics from the 3D point cloud. Results indicate that after local detrending, the standard deviation of elevations can be successfully correlated to ground mapping and offer potential for improved parameterization of hydraulic models. Palabras clave: rugosidad, técnicas láser, scanner, topografía de alta resolución, río gravas Key words: bed roughness, laser scan, high resolution topography, gravel bed river

1. INTRODUCCIÓN

La rugosidad del lecho del río controla la resistencia al flujo, el transporte de sedimentos y los procesos ecológicos que en el se desarrollan. Las técnicas de campo habitualmente empleadas para determinar la rugosidad son intrusivas, laboriosas y de difícil extrapolación a escalas superiores (i.e. reach scale, ~ 1000 metros). Estudios recientes demuestran como el análisis textural y estadístico de fotografías aéreas de alta resolución permite la obtención de valores granulométricos del material de lechos de ríos de gravas a escalas de tramo de río y con resoluciones aceptables (e.g. Carbonneau et al., 2004; Verdu et al. 2005). Aunque dichas técnicas permiten la obtención de valores de rugosidad a escala de cauce (2D), no aportan información topográfica (3D) que permita relacionar la resistencia de partícula y de forma

con distintos niveles de agua circulantes. Recientemente, Aberle y Nikora (2006) demuestran, mediante la utilización de scanners láser de mano a escala de detalle (i.e. patch scale, ~ 1 m2), como el análisis estadístico de valores topográficos de alta resolución permite obtener valores de rugosidad que incorporan dicha complejidad. La ampliación de este enfoque a escala de tramo fluvial sigue sin embargo sin resolver.

En este contexto, el objetivo de este trabajo es presentar una metodología para la estimación de la rugosidad de lechos de ríos de grava a escalas de tramo de río mediante nubes de puntos 3D obtenidas utilizando técnicas topográficas láser.

168

2. TÉCNICAS LÁSER

La base del funcionamiento de los sistemas de escaneo tridimensional (de aquí en adelante TLS, i.e. terrestrial laser scanning) es la misma que la de las convencionales estaciones totales con reflexión directa (i.e. no prisma). El TLS captura valores topográficos tridimensionales mediante la reflexión de un haz láser (Figura 1). Contrariamente a las estaciones topográficas, dichos sistemas permiten adquirir altas densidades de puntos por unidad de superficie (i.e. 102-106

puntos/m2). De la misma forma, son capaces de registrar entre 2000 y 4000 puntos por segundo dentro de un rango de longitud de alrededor de los 300 metros y con una cobertura de 360 grados.

Fig. 1. Visualización de datos obtenidos mediante un TLS. Cada punto contiene información tridimensional (i.e. x, y, z). La información corresponde a una única base de datos, de esta forma, la información obtenida a escala de detalle (i.e. patch escale) esta integrada

a escala de tramo de río (i.e. reach scale).

3. ADQUISICIÓN DE DATOS

Para el presente estudio se han obtenido datos topográficos mediante la utilización de un TLS (modelo Leica Geosystems Scanstation) en un tramo de aproximadamente 1000 metros en el río Feshie (Figura 2) en verano de 2006 y 2007. El río Feshie es un río trenzado de gravas y cantos (D50-s = 40-90 mm) situado en las Highlands, Escocia (Reino Unido).

Fig. 2. Vista del tramo de estudio en el río Feshie (Escocia, Reuino Unido).

Cada una de las bases de datos (i.e. año 2006 y 2007) constan de un total de 19 series de escaneo. En cada una de las series de escaneo se ubican puntos de control. Parte de los puntos de control son comunes entre las series y son utilizados para la unión de éstas. Mediante un RTK-GPS y una estación total se obtienen los valores reales de posicionamiento de los puntos de control. De esta forma, se puede georeferenciar la base de datos y registrarse en un sistema de coordenadas común que permite la comparación entre años. El error medio cuadrático total (x,y,z) de la base de datos final se estima entre 2 y 11 mm, dependiendo de la calidad de los puntos de control. La densidad de puntos por unidad de superficie de las bases de datos una vez las series de escaneo se han unido y registrado en el mismo sistema de coordenadas oscila entre los 1000 y 1400 puntos/m2. Cada una de las bases de datos dispone de alrededor de 200 millones de puntos (x,y,z).

reac

h sc

ale

patc

h sc

ale


169

4. ANÁLISIS DE DATOS

El análisis de los datos obtenidos con TLS requiere la utilización de códigos informáticos para el tratamiento de archivos de gran tamaño (i.e. 1-10 Gigabyte, Gb). Se han desarrollado diferentes algoritmos que permiten filtrar y analizar los datos. Dichos algoritmos permiten definir una malla regular que se superpone a la nube de puntos y, para cada una de las celdas se calcula (Figura 3): a) el número total de observaciones (n), b) el valor mínimo de elevación zmin y su posición exacta x,y,c) el valor máximo de elevación zmax y su posición exacta, d) la elevación media zmean dentro de la celda, e) la desviación estándar de los valores z, y f) la desviación estándar corregida (de aquí en adelante d). Se considera d

(i.e. detrended standard deviation) la desviación estándar de los valores z una vez sustraído en éstos la parte de la elevación causada por el efecto de la pendiente topográfica. Los valores d se consideran representativos de la rugosidad de partícula (Figura 3).

5. ESTIMACIÓN DE LA RUGOSIDAD

Durante la campaña de verano de 2007 se seleccionaron tres zonas de control/muestro en el área de estudio. En cada una de ellas se realizó la caracterización granulométrica superficial mediante el método de los transectos lineales (Wolman, 1954). Se midió el eje b de un total de 300 partículas. El valor medio de las distribuciones granulométricas (i.e. D50-

s) fue de 54, 24 y 17 mm. Dichos valores, conjuntamente con las observaciones de campo en cuanto a la proporción de arenas, caracterizan las áreas de control como de cantos, de gravas, y de gravas y arenas (i.e.

estructura de gravas con relleno parcial de arenas).

Fig. 3. Esquema del análisis de datos de los algoritmos desarrollados. El cálculo de la d se basa

en los valores de elevación (z2) en los que se ha sustraído la parte de la elevación causada por el

efecto de la pendiente topográfica (z1 - z2= zpendiente

topográfica). Una vez sustraído dicho valor se considera el valor de elevación relativo al tamaño de partícula.

De esta forma, los valores d se consideran representativos de la rugosidad de partícula (ver

texto para más detalles).

La base de datos de 2007 ha sido analizada mediante los algoritmos descritos anteriormente y con un tamaño de celda de 0,5 metros. El valor medio de la desviación estándar corregida ( d)de las celdas que delimitan cada una de las áreas de control/muestreo se ha comparado con los valores

z1

z2

0 25 cm z1 > z2

z1= z partícula + z pendiente topográfica

z2= z partícula rugosidad

Datos en los que se ha sustraído la parte de la elevación causada por el efecto de la pendiente topográfica (z2)

Datos de elevación originales (z1)

Vista frontal y en 3D de la celda

170

granulométricos obtenidos mediante el método de los transectos lineales (Figura 4).

Fig. 4. Relación entre la desviación estándar corregida ( d) y los percentiles granulométricos (50

diagrama superior y 84 diagrama inferior) de las zonas de control/mesura.

Las tendencias que se presentan en la figura 4 sugieren que los valores de la d

pueden ser utilizados para calcular valores granulométricos (i.e. rugosidad de partícula) a escala de detalle. De esta forma, por primera vez existe la posibilidad de obtener mapas granulométricos y de rugosidad a escala de tramo de río y con una alta resolución. La figura 5 muestra la rugosidad relativa del lecho del río Feshie para el año 2006 y 2007. Dichos mapas se han realizado mediante la aplicación de los algoritmos descritos en este estudio en cada una de las bases de datos para la obtención de los valores de

d, y la relación entre d y D50 para la estimación de la rugosidad relativa de cada una de las celdas.

Aunque las relaciones entre la desviación estándar corregida ( d) y el tamaño de partícula (Figura 4) parecen ser significativas y claras, es necesario apuntar que se tratan de resultados preliminares y no se disponen de suficientes observaciones para un completo análisis estadístico.

Fig. 5. Río Feshie (2006-2007): mapas de rugosidad relativa derivados a partir de la relación presentada

en la figura 5 (i.e. D50).

Agradecimientos Los autores agradecen la ayuda de las personas que colaboraron en el trabajo de campo y los comentarios recibidos de Ramon J. Batalla y de un revisor anónimo.

REFERENCIAS Aberle J., Nikora, V., (2006). Statistical properties

of armored gravel bed surfaces. Water Resources Research, 42 (11).

Carbonneau, P.E., Lane, S.N., Bergeron, N.E., (2005). Catchment-scale mapping of surface grain size in gravel bed rivers using airbone digital imagery. Water Resources Research, 40, 1-11.

Verdu, J.M., Batalla, R.J., Martinez-Cassanovas, J.A. (2006). High resolution grain-size characterisation of gravel bars using imagery analysis and geo-statistics. Geomorphology 72, 73-93.

Wolman, M.G., (1954). A method of sampling coarse bed material. American Geophysical Union Transactions, 35: 951-956.

0

10

20

30

40

50

60

0 50 100 150

D84 (mm)

Ro

ug

hn

es

s (

mm

)

Profile RoughnessTLS Roughness

D84 (mm)

d (m

m)

0

10

20

30

40

50

60

0 20 40 60

D50 (mm)

Ro

ug

hn

ess

(m

m)

Profile RoughnessTLS Roughness

D50 (mm)

d (m

m)

200 metros 0

Gravas y Arenas Gravas

Dirección del flujo

Cantos Vegetación

2006

2007


171

Calibración de sensores de concentración de sedimentos en suspensión en relación con la

granulometría del material transportado

M. Soler (1), G. Catari (1) y F. Gallart (1)

(1) Instituto de Ciencias de la Tierra “Jaume Almera”, CSIC. Lluis Solé i Sabarís s/n, 08028 Barcelona. [email protected].

Abstract Calibration of suspended sediment sensors in relation to particle size of the transported material. The suspended sediment transport is the main mechanisms of river sediment exportation. Sediment concentration is usually measured through sampling, but the use of sensors of water turbidibity allow continuous estimation during floods, which usually transport most of the materials. These sensors, sometimes, present changes in the behaviour that can give errors in the results of rates of transported material. In Vallcebre, Eastern Pyrenees, the source material are lutites. We calibrated the sensors according the current transported material (silt and clay), but during the large floods sometimes the dominant suspended materials turned into sand. In this work, calibrations of three different sensors (two infrared and one ultrasonic) were performed with different particle sizes, and calibrations with fine textures were checked to ensure detection of sand particle size. The results as well the revision of theory showed that the calibration shifts of the two different types of sensors are complementary, allowing the adequate estimation of sediment concentrations during changes in the sediment grain size.

Palabras clave: sedimento en suspensión, sensores, turbidez, granulometría Keys words: suspended sediment, turbidibity sensors, particle size.

1. INTRODUCCIÓN

El transporte en suspensión es el principal mecanismo de exportación fluvial de sedimentos. Su medición se realiza con la toma de muestras y/o con sensores que miden la turbidez del agua conectados a un colector de datos. Sin embargo, estos turbidímetros presentan algunos problemas que pueden dar resultados equívocos de las tasas de material exportado. La turbidez depende, no tanto de la masa del material en suspensión; sino del número y de las características de las partículas, así como de la composición y el tamaño, y del color del agua causado por las partículas (Gippel, 1995). Los turbidímetros también dan errores en aquellas condiciones donde el transporte en suspensión se produce de manera heterogénea y se producen cambios en las características granulométricas del material en suspensión (Regüés et al 2002).

En las cuencas experimentales de Vallcebre (Barcelona) se dispone de sensores de turbidez calibrados con los sedimentos obtenidos por los muestreadores de campo, que corresponden a partículas finas (limo y arcilla), sólo el 7% de las muestras capturadas tienen partículas superiores a 63 µm.

El objetivo principal de este trabajo es comprobar si las calibraciones realizadas con el material fino (limos y arcillas), son válidas en las grandes crecidas que transportan arenas.

2. METODOLOGÍA

Para realizar este trabajo se han utilizado tres tipos de sensores: a) Sensor OBS, compuesto por un emisor de infrarrojos ( ~ 0,790 m), 4 fotodiodos y un transductor de temperatura. Este sensor detecta las

172

fluctuaciones de la turbidez del agua a partir de las variaciones de radiación retrodispersada, y da una señal de voltaje que es proporcional a los valores de turbidez en unidades nefelométricas standard (FTU); y que es registrada por un colector de datos en continuo en mV. Con el tipo de material normalmente movilizado en Vallcebre se satura con alrededor de 6 g l-1 (2000 FTU). b) Sensor Compact-HTW, que mide la turbidez del agua por retrodispersión de luz infrarroja ( ~ 0,88 m) mediante haces de fibra óptica, lo que permite una geometría adecuada a valores de turbidez muy elevados; el sensor tiene su propio colector de datos y programario, de modo que las lecturas se expresan en ppm de Caolinita. Con el tipo de material de Vallcebre se satura para concentraciones de ~70 g l-1.c) Sensor de ultrasonidos Bestobell Mobrey MSM 40 (F = 3,75 MHz), que mide la concentración de sólidos por atenuación del haz de ultrasonidos mediante una escala analógica ajustable y una salida de voltaje, registrada por el colector de datos en mV . Con el tipo de material de Vallcebre se satura para concentraciones de ~ 140 g l-1.

2.1 Diseño experimental

Se han realizado calibraciones de los tres sensores tanto en el campo como en el laboratorio. Para la experimentación se tomó un recipiente cilíndrico con una capacidad de 20 litros de agua, un agitador mecánico, los tres sensores antes citados y material originario de la zona de estudio previamente tamizado a menos de 63 micras, y entre 63 y 250 micras. La experimentación consistió en tres fases:

a) Tras establecer el cero, con el agua limpia, los muestreadores instalados y el agitador a media potencia, simulando las turbulencias reales del torrente, se fue introduciendo material inferior a 63 micras (que es el predominante en nuestra área de estudio como material transportado en suspensión) de modo paulatino y recogiendo muestras hasta que los sensores llegaron al grado de saturación. b) Una vez alcanzada la saturación de los sensores, con el agitador parado, para dejar que las partículas más gruesas se depositaran en el fondo se añadió paulatinamente agua limpia, se tomaba una muestra manual y se añadía más agua limpia con el fin de ir eliminando cada vez las partículas más finas. c) Se realizó el mismo método que en el apartado a) pero esta vez con material más grueso, arenas con un rango de 63 µm a 250 µm, colectando un total de 6 muestras. Con este material más grueso los sensores no llegaron a saturarse. Se calculó la concentración de las muestras en el laboratorio y el tamaño de las partículas se determinó con un equipo de dispersión láser Malvern Mastersizer/E.

3. RESULTADOS

Realizada la calibración con material fino y material arenoso, figura 1, se observa en primer lugar la diferencia de saturación para cada uno de los sensores y como dibujan dos curvas bien diferenciadas según el tipo de material empleado. En los sensores ópticos (OBS y HTW) las arenas muestran concen-traciones tres veces superiores a las de material fino para la misma lectura, mientras que en el sensor de ultra-sonidos son la mitad.


173

0 20 40 60 80 100milivoltios

0

40

80

120

160

0 20000 40000ppm

0

20

40

60

80

100

0 3000 6000 9000 12000milivoltios

0

5

10

15

20

25C

on

cen

tra

ció

n g

/lFinos

Arenas

OBS HTW Ultrasonidos

Fig.1. Calibraciones de los sensores OBS, HTW y ultrasonidos para material fino(limo+arcilla) y arenas.

Se estableció la granulometría de todas las muestras. Por otro lado se calculó el coeficiente entre la concentración real de la muestra y la concentración de cada sensor con la ecuación calibrada para finos (Figura 2), donde se observa en el sector de finos que los valores de los dos sensores son próximos a 1. Sin embargo, en la parte de arenas el sensor de ultrasonidos sobrevalora la concentración, mientras que el sensor HTW la infravalora. Si tomamos dos muestras similares en cuanto a concentración pero con granulometrías diferentes (figura 3) se observa que con el material fino la concentración real de la muestra y de los sensores con la ecuación calibrada para finos es similar, mientras que en la muestra arenosa la concentración real es muy diferente de las estimadas por los sensores con la misma calibración.

0 20 40 60 80 100 120micras

0.1

1

10co

nce

ntr

aci

ón

/ca

libra

ció

n fi

no

s HTWUltrasonidos

Fig.2: Coeficiente entre la concentración de la muestra manual y la obtenida por los sensores en

relación al tamaño de las partículas.

1.00 10.00 100.00 1000.00

diámetro (um)

0.00.00.0

0.10.10.20.51.02.0

5.010.0

20.030.040.050.060.070.080.0

90.095.0

98.099.099.599.899.9

%

Finos

Arenas

Muestra: 9.62 g/lUltrasonidos: 10.93 g/lHtw: 10.45 g/ld50: 11.58

Muestra: 11.6 g/lUltrasonidos: 22.24 g/lHtw: 2.34 g/ld50: 95.79

Fig. 3: tanto por ciento de fracción en relación al diámetro de las partículas para dos muestras

similares en concentración.

174

4. CONCLUSIONES

La calibración de los turbidímetros debe realizarse con el mismo material y tamaño de partícula de donde van a ser instalados. En nuestro caso se ha calibrado con material inferior a 63 m, sin embargo en crecidas extraordinarias con transporte importante de arenas los sensores ópticos de turbidez subestiman la concentración si se utiliza una calibración basada en materiales finos, mientras que el sensor de ultrasonidos la sobreestima. En otras áreas de estudio como las cuencas de Draix (Francia) también describen que existe un decalaje en la curva de calibración de los turbidímetros ópticos dependiendo del tamaño de las partículas (Mathys, 2006).

En principio es posible realizar distintas calibraciones en función del material transportado, sin embargo no es una cuestión tan sencilla, ya que no suele disponerse de muestras para adaptar la calibración a la granulometría. En nuestro caso, el comportamiento complementario de los dos tipos de sensores permitirá un ajuste de las calibraciones a partir de la divergencia entre los dos sensores.

Agradecimientos Este trabajo ha sido realizado mediante la financiación de los proyectos PROBASE (CGL2006-11619/HID), y del acuerdo CSIC-MIMAM (RESEL).

REFERENCIAS

Gippel, Ch. J. (1995). Potential of turbidity monitoring for measuring the transport of suspended solids in streams. Hydrological Processes, 9, 83-97.

Mathys, N. (2006). Analyse et modélisation à différentes échelles des mácanismes d’érosion et de transport de matériaux solides. Cas de petits bassins versants de montagne sur marne (Draix, Alpes-Haute-Provence). These. Institut National Polytechnique de Grenoble. 385 p.

Regüés, D., Soler, M. y Gallart, F. (2002). Influencia del tamaño de las partículas sobre la estimación de concentraciones de sedimentos en suspensión mediante turbidímetros de retro-dispersión. En Estudios recientes (2000-2002) en geomorfología. Patrimonio, montaña y dinámica territorial. Departamento de Geografía-UVA. Valladolid, 239-251.


175

New insights into river bed processes provided by a portable flume

C.N. Gibbins (1), D. Vericat (2), R.J. Batalla (3,4)

(1) Department of Geography and Environment, University of Aberdeen, Scotland, [email protected] (2) Centre for Catchment and Coastal Research, Aberystwyth University (3) Departamento de Medio Ambiente y Ciencias del Suelo, Universidad de Lleida (4) Área de Hidrología, Centro Tecnológico Forestal de Catalunya

Resumen Análisis de micro-procesos en lechos de gravas mediante un canal de ensayos portátil

Este trabajo presenta los resultados de la aplicación de un canal de ensayos portátil que permite la manipulación in situ de las condiciones hidráulicas del flujo en cauces fluviales. El canal se ha empleado para aumentar la tensión de corte sobre agrupaciones de sedimento fino (i.e. de arenas a gravas finas) en un río de gravas (Ribera Salada, Pre-Pirineo Catalán) y, subsecuentemente, para examinar los efectos sobre la carga de fondo y la movilidad de macro-invertebrados bentónicos. En particular, el artículo describe los experimentos y la utilidad del canal para analizar el inicio de movimiento del sedimento y los controles hidráulico-sedimentarios causantes de las bajas tasas de carga de fondo que habitualmente se producen en el inicio de las crecidas y/o durante crecidas frecuentes de baja magnitud. Los resultados muestran como dicha carga de fondo, aunque de escasa importancia (i.e. magnitud), es suficiente para provocar perturbaciones a gran escala en las comunidades de macro-invertebrados, ya que los animales se desprenden en masa del lecho del río y son transportados aguas abajo junto con los sedimentos.

Key words: Gravel-bed river, portable flume, shear stress, bedload transport, invertebrates, Ribera Salada Palabras clave: río de gravas, canal de ensayos portátil, tensión de corte, carga de fondo, invertebrados

1. INTRODUCTION

Our understanding of bedload transport in rivers is based largely on field monitoring using pressure difference (i.e. Helley-Smith type) samplers. The temporal dynamics of bedload transport has become easier to quantify in recent years as a result of automated (pit trap) samplers which monitor bedload continuously. These samplers have provided new insights into the temporal variation in bedload across a variety of timescales, but in particular during individual flood events. However, neither of these methods is efficient at capturing data during periods of very low rates of bedload transport, such as those that occur in the early stages of floods or during minor flood events. It is partly for this reason that our understanding of the incipient motion of river bed sediments (i.e. when sediment

first begins to move in response to increased hydraulic forces) is very limited.

There is increasing interest in the importance of channel geomorphic conditions for riverine biota. Many invertebrates live on the bed of rivers and streams, and sediment provides both shelter and food for these animals. Changes to channel geomorphic conditions (for example, those that occur as a result of flow regulation or land-use changes in the catchment) can have profound impacts on biota. Thus, understanding the links between channel geomorphic conditions and animals such as invertebrates is key to understanding human impacts on rivers, as well as providing the basis for channel restoration initiatives in degraded fluvial systems. One particular area of focus has been the interaction of

176

hydraulics, sediments and invertebrates during flood events. Studies have shown that streams with beds that are more frequently mobilised by floods have different communities of invertebrates to those which have beds that remain stable (Duncan and Biggs, 1998). Hence, bed stability seems to be important for invertebrate communities.

We designed a flume that can be used within natural river channels to provide information on low rates or incipient bedload movement, as well as to test hypotheses concerning the importance of substrate stability for invertebrates. In this paper we present the design details of the flume and provide some examples of the insights it has provided to date.

2. FLUME DESIGN AND USE

The flume characteristics and dimensions are shown in Figure 1a. Further technical details can be found in Vericat et al. (2007) and Gibbins et al. (2007). The flume isolates a patch of river bed from the surrounding channel. By opening doors at the upstream end of the flume, more water can be funnelled inside (Figure 1b and 1c). This increases velocity and shear stress over the patch of bed and potentially leads to bedload movement (depending on the size of sediment).

The flume was designed to have a net fitted to its downstream end. This captures any material and animals mobilized from the patch of bed during a period of experimentation. An electromagnetic flow meter is attached to the flume and measures water velocities over the patch of sediment. These velocity data can then be used to calculate shear stress and, along with water depth, other hydraulic parameters such as Froude number. The vertical velocity profile was disturbed within the

flume, so it was inappropriate to use the profile to calculate shear stress. We therefore used the approach suggested by Whiting a Dietrich (1990) to calculate boundary shear stress using only the nearbed velocity data. Whiting and Dietrich (1991) used this formula in a stream where velocity conditions were similar to the ones in the flume (i.e. increased near bed velocity relative to that higher up in the water column). They found that under these conditions, boundary shear stress approach yields more accurate results than using the velocity vertical profile.

Figure 1. The portable flume: a) flume characteristics and dimensions. Plan view of the flume b) with the

doors in the normal position and c) with doors opened, increasing discharge and altering hydraulic conditions (for more details see Vericat et al., 2007.

Diagram modified from Gibbins et al., 2007).

We conducted 30 experiments with the flume in a reach of the Ribera Salada, a gravel bed river in the Catalan Pre-Pyrenees. We focused the experiments on the patches of fine sands and gravels that previous research in the river had shown to be important in contributing

0.5 m

0.5 m

1.0 m 1.2 m

a)

b)

c)


177

bedload in the early stages of floods (Batalla et al., 2005). Each experiment consisted of a period of monitoring (15 minutes) with the flume doors in their normal position (i.e. no manipulation of hydraulic conditions, Figure 1b). Flow hydraulics inside the flume were monitored, and any material mobilized from the bed was captured in the net. The net was removed, emptied and its contents (sediment/invertebrates) processed. The net was then replaced, the flume doors opened (Figure 1c) and conditions were monitored for a 5 minute period. A shortened period was used so as to avoid backwater effects which can reduce net capture efficiency when the net is full of material. At the end of the period, the net was emptied, material processed and the flume was moved to a new experimental location.

3. RESULTS

In the Ribera Salada, it proved possible to markedly increase the shear stress acting over the target patches by opening the flume doors. Across the 30 experimental locations, the average increase in shear stress was 400%. The maximum shear stress achieved by the manipulations was around 40 N/m2. The increases in shear stress proved capable of mobilizing bed material and creating bedload movement. Bedload rates were, however, low: 80% of values were less than 1 g/sm , while the maximum bedload rate was close to 7 g/sm. The relation between shear stress and bedload transport is shown in Figure 2. Because of the glass-sided flume wall it was possible to observe the incipient motion of material. Once shear stress reached a value of 1 N/m2, material began to be agitated, although there was no net downstream motion of particles. Once shear stress exceeded 9 N/m2

bedload transport was recorded consistently. Hence, in the Ribera

Salada study reach, 9 N/m2 was the critical shear stress for the mobilisation of material from the patches. This value is, however, much higher (5 times, on average) than that predicted by the Shields equation and reflects the hiding effect of surrounding larger clasts (Vericat et al., in revision). The shear stress values and rates of bedload transport created by the experiments are typical of those experienced in the Ribera Salada during small-medium sized flood events (Batalla et al, 2005). Median bedload particle grain sizes (i.e. mean D50-bl = 1.7 mm) during the flume experiments did not increase with shear stress, indicating that sand transport from patches was close to equal mobility. In contrast, largest bedload particle grain sizes (i.e. mean D95 = 5.9 mm) were more sensitive to changing flow conditions, indicating that gravel particles tended towards size-selective entrainment (Batalla et al., 2008).

Figure 2. Relationship between shear stress and bedload transport for 27 experimental

manipulations using the flume

Although the shear stress and rates of bedload transport were not high, large numbers of invertebrates were mobilized from the stream bed during the experiments (Figure 3). The number of taxa present in the water column (and hence captured in the flume net) increased markedly once shear stress exceeded 9 N/m2. This suggests that instability of sediments at this critical shear stress causes animals

0

1

2

3

4

5

6

7

0.001 0.01 0.1 1 10 100

Shear stress (N/m2)

Be

dlo

ad

(g

m s

-1)

178

to leave the bed, either voluntarily or involuntarily.

Figure 3. Relationship between shear stress and the number of invertebrate taxa lost from

patches of stream bed during experimental manipulations.

CONCLUSIONS

The portable flume has so far only been tested in the gravel-bed of the Ribera Salada. Nonetheless, it has proved capable of providing some important insights into bedload transport processes, particularly the low rates associated with small, frequent floods. The flume offers a number of advantages over laboratory flumes and artificial streamside channels. These advantages relate principally to the fact that experiments can be conducted in entirely natural settings; this is particularly important when studying the response of river invertebrates to the increases in shear stresses that occur during floods.

The strong relationship between bedload transport rate and the total number of animals lost from the bed per unit time indicates that bed stability can influence benthic community structure. While this has been widely acknowledged in previous work, the flume experiments have provided the first data to show the precise statistical form that this relationship takes.

Acknowledgments This work was funded by Leverhulme Trust and we gratefully acknowledge their support.

REFERENCES

Batalla, R.J., Garcia, C and Balasch, C. (2005). Total sediment load on a Mediterranean mountainous catchment. Zeitschrift fur Geomorphologie, 49, 495-514.

Batalla, R.J. Vericat, D. Gibbins, C.N. and Garcia, C. (2008). Incipient Bed-Material Motion in Gravel-bed Rivers.United States Geological Survey Prof. Paper (in press).

Duncan, M.J. and Biggs, B.J.F. (1998). Flood frequency vs substrate stability and its ecological importance in headwater streams. In: Wheater, H. and Kirby, C. Hydrology in a Changing Environment. Vol 1, 347-355. Wiley and Sons, Chichester.

Gibbins, C.N., Vericat., D. and Batalla, R.J. (2007). When is stream invertebrate drift catastrophic. Freshwater Biology52, 2369-2384.

Vericat, D., Batalla, R.J., and Gibbins (2007). A new tool to study the links between sediment transport and invertebrate drift. EOS, 88 (41), 410.

Vericat, D., Batalla, R.J., and Gibbins (in revision). Sediment entrainment and exhaustion from patches of fine material in a gravel bed river. Water Resources Research.

y = 0.3726x + 2.1419

R2 = 0.6203

0

5

10

15

20

0.001 0.01 0.1 1 10 100

Shear stress (N/m2)

Nu

mb

er

of t

axa


179

Estudio de la estabilidad de agregados del suelo en una cuenca de montaña, Pirineo Central

E. Nadal (1), D. Regüés (1), P. Salvador (2) y D. Torri (2)


(2) Istituto di Ricerca per la Protezione Idrogeologica-Sede di Firenze (CNR)

Abstract Aggregate stability study carried out in a mountain catchment, Central Pyrenees. Aggregate stability has been used as an indicator of soil erodibility. The aim of this work is to study aggregate stability in a small catchment (Central Pyrenees), with contrasted land covers (forestry and badland areas). The aggregate stability was determined in the laboratory using two different methodologies: Drop Test (CND) and rotation method. The most suitable method to evaluate quickly the aggregate stability has been the CND, because rotation method needs resolute equipment. However, the combination of both methodologies allowed a better understanding of the different components of erosion and resistance: splash and transport by overland flow. Preliminary results showed significant differences in agreement with land cover contrast: forestry area showed high stability, while loamy regolith presented a greater fragility and high erosion susceptibility. Finally, CND demonstrated that wet aggregates had higher stability than dry aggregates, which could affect the hydrological and sedimentological response.

Palabras clave: estabilidad de agregados, cubiertas de suelo, cárcavas, repoblación forestal Key words: aggregate stability, Land cover, badlands, reforestation

1. INTRODUCCIÓN

La estabilidad estructural de los agregados se puede definir como la resistencia que un suelo o regolito opone a ser destruido por la acción del agua. De Ploey y Poesen (1985) definieron la estabilidad de los agregados como una de las propiedades del suelo que principalmente controla la erodibilidad del mismo. Se trata de una propiedad sujeta a una elevada variabilidad espacial y temporal e influenciada por muchos factores como los usos del suelo, la litología y el clima; asimismo, la localización, el contenido en materia orgánica, las propiedades físico-químicas y la actividad biológica determinarán la estabilidad y la resistencia. Los objetivos principales de este trabajo son: (i) conocer la variabilidad espacial de la estabilidad de los agregados en una pequeña cuenca de montaña, donde

se puede diferenciar claramente una zona forestal y un área acarcavada fuertemente desarrollada y (ii) comparar los resultados obtenidos mediante dos técnicas de laboratorio: el test de la gota y el método de las rotaciones.

2. ÁREA DE ESTUDIO

La cuenca de Araguás está situada en la zona central de la Depresión Interior Altoaragonesa (Pirineo Central) a 9 km de la ciudad de Jaca (Fig. 1). La extensión de la cuenca de Araguás es de 45 ha, con un gradiente altitudinal de 325 m (1105 m la cota más alta y 780 m la más baja). La litología de la parta alta de la cuenca es el flysch eoceno surpirenaico, constituido por la alternancia de areniscas carbonatadas y margas. En la parte media y baja el sustrato litológico es la marga de Larrés, compuesto

180

principalmente por carbonatos, minerales arcillosos y cuarzo.


El clima se caracteriza por una marcada estacionalidad mediterránea, pero con cierta influencia continental y atlántica. La precipitación media anual es de 750 mm, distribuidos en dos estaciones húmedas (otoño y primavera) y dos secas, si bien en verano son frecuentes las tormentas de origen convectivo. Las temperaturas muestran también una clara distribución estacional, con una temperatura media en torno a 10 ºC. En la cuenca de Araguás se pueden observar tres ambientes con un desarrollo de la vegetación muy heterogéneo (Fig. 1): (i) en la parte alta de la cuenca se desarrolla un bosque de repoblación (Pinus sylvestris) ocupando un 30% de su superficie; (ii) en la parte media aparecen campos abandonados, junto con pastos y matorrales; (iii) finalmente en la parte baja se desarrolla una red de cárcavas (25% del área de la cuenca) donde predomina una vegetación de porte arbustivo y herbáceo.

3. METODOLOGÍA

En nuestro estudio se han aplicado dos técnicas analíticas de laboratorio diferentes: el test de la gota y el método de las rotaciones, que respectivamente proporcionan información del efecto que produce el impacto de las gotas de

lluvia o splash y el arrastre por escorrentía. Las muestras utilizadas en ambas técnicas han sido: horizonte superficial del suelo de la zona forestal y regolito superficial (0-5 cm) con diferente exposición (norte y sur). Además, en el test de la gota se han analizado muestras de marga poco alterada, también tomadas en exposiciones norte y sur.

3.1. Test de la gota El test de la gota, también llamado CND “Counting the Number of Drops” (Low, 1954), probablemente sea el ensayo más extendido entre la comunidad científica, por su simplicidad y porque reproduce de forma adecuada el impacto del splash en la superficie. Este test consiste en dejar caer gotas de agua de masa conocida y desde una altura constante (1 m), conociendo la energía cinética liberada en cada impacto. Así, permite establecer comparaciones directas y sencillas entre materiales de distinta composición. La metodología radica en relacionar el número de gotas de 0,1 g de masa, que impactan sobre un número determinado de agregados de 2,4 mm de diámetro, con el % que se rompen y pasan un tamiz de 2 mm de luz tras el ensayo.

3.2. Método de las rotaciones El método de las rotaciones se basa en el humedecimiento por capilaridad de 30 g de muestra previamente tamizada entre 0,5 y 8 mm. Posteriormente, se coloca la muestra (con ayuda de 200 ml de agua desionizada) en un recipiente cerrado herméticamente y se acopla a un rotor. La muestra se agita durante un tiempo conocido a una velocidad de 33 r.p.m.; al finalizar este tiempo se lava y decanta el material sobre una serie de tamices de diferentes diámetros apilados (2000, 1000, 500, 250, 125 y 63 micras). A continuación se coloca la fracción correspondiente a cada tamiz


181

en vasos de precipitados y se dejan secar en la estufa a 105 ºC.Paralelamente se pesan 20 g de muestra y se colocan en el rotor, siguiendo el mismo procedimiento. Sin embargo, al concluir la rotación sólo se utiliza el tamiz de 63 micras, para a continuación, mediante el método de la sedimentación, estimar el porcentaje de material inferior a 10 micras. Los datos relativos a la estabilidad estructural de los agregados se pueden describir en términos de dimensión de los agregados (D50 correspondiente a la mediana de la distribución de los agregados). Los datos han sido examinados según la curva de regresión:

))((

50dK

Eabs

baD

donde el significado físico de los diferentes símbolos es el siguiente: (i) a( m), valor final del D50 (no puede ser inferior al diámetro mediano de la textura); (ii) b ( m), diferencia entre el valor inicial y el final de D50; (iii) E, energía total aplicada (J m-2); (iv) Kd

resistencia ofrecida por los agregados a ser reducidos de dimensión durante el test; y (v) D50, diámetro correspondiente a la mediana de la distribución de los agregados (Salvador-Sanchís et al., 2007).

4. RESULTADOS

Test de la gota El test de la gota proporciona una idea sobre el efecto del impacto de gotas de lluvia sobre los agregados. Los resultados obtenidos se presentan en forma de curvas acumulativas, donde se relaciona el número de impactos de gota con el porcentaje de agregados destruidos para dicha cantidad de energía (Fig. 2). En general los resultados obtenidos demostraron que los agregados tienden a ser más estables cuando están

húmedos que cuando están secos. Además se observa: (i) una alta resistencia de los agregados procedentes del área forestal; (ii) resistencia media de las margas poco alteradas, siendo más resistentes las muestras recogidas en exposición sur (Fig. 2); y (iii) baja resistencia del regolito superficial de la zona acarcavada, como consecuencia principalmente de la rápida dispersión de las partículas de arcilla.

Fig. 2. Resultados del test de la gota en seco y húmedo.

Método de las rotaciones El método de las rotaciones ofrece información sobre la estabilidad de los agregados en condiciones semejantes a las que produce su transporte fluvio-torrencial. La Fig. 3 presenta la relación entre la energía cinética acumulada (E, J m-2) y el diámetro mediano (D50, m) de los agregados rotos para un valor de energía dado. En primer lugar, se puede destacar que los resultados obtenidos mediante este test (Tabla 1) fueron similares a los conseguidos con el CND, indicando: (i) una alta estabilidad de los agregados de la zona forestal (Kd máximo: 592,83) y (ii) una menor estabilidad de los agregados del regolito en ambas exposiciones (siendo más estables los de la zona sur con Kd 305,43). TABLA 1. VALORES DE LOS PARÁMETROS DE LA ECUACIÓN DE LAS TRES MUESTRAS

SELECCIONADAS EN LA CUENCA DE ARAGUÁS

a b Kd R2

Bosque 56.1 719 593 0.964 Regolito Norte 10.3 705 176 0.816 Regolito Sur 6.1 507 305 0.972

182

.

Fig. 3. Resultados del método de las rotaciones


En conclusión, la estabilidad de los agregados muestra una relación directa con el grado de degradación del ecosistema natural de procedencia, aunque sean ambientes desarrollados en condiciones climáticas y geográficas muy similares. Así, la litología del substrato puede tener mayor influencia sobre el desarrollo geomorfológico que la climatología, la topografía o el efecto de la vegetación. En la cuenca de Araguás, la mayor fragilidad de los agregados del regolito superficial en la zona de cárcavas está en consonancia con la elevada dinámica de los procesos de meteorización, erosión y transporte en esta zona (Nadal-Romero et al., 2007a y b). El test de la gota demostró que la estabilidad de los agregados es mayor en materiales inicialmente húmedos que en superficies secas. En este sentido, algunos autores han observado mayor eficacia del splash en suelos secos (Regüés y Torri, 2002), lo que puede suponer mayor erodibilidad de los suelos y regolitos al principio de la tormenta, cuando la superficie está más seca.

Agradecimientos Este trabajo ha sido realizado con el apoyo de los siguientes proyectos: CANOA, PROBASE y CETSUS financiados por el CICYT y fondos del ministerio de medio ambiente (RESEL).

Asimismo, el primer autor cuenta con una beca predoctoral I3P (CSIC y Programa Social Europeo).

REFERENCIAS

De Ploey, J. y Poesen, J. (1985). Aggregate stability, runoff generation and interrill erosion. En Richards, K.S., Arnett, R.R. y Ellis, S. (Eds.): Geomorphology and Soils. George Alen & Unwin, London, 99 - 120.

Low, A.J. (1954). The study of soil structure in the field and laboratory. Journal Soil Science, 5, 57 - 74.

Nadal-Romero, E., Latron, J., Martí-Bono, C. y Regüés, D. (2007a). Temporal distribution of suspended sediment transport in a humid Mediterranean badland area: The Araguás catchment, Central Pyrenees. Geomorphology.DOI:10.1016/j.geomorph.2007.09.009.

Nadal-Romero, E., Regüés, D., Martí-Bono, C. y Serrano-Muela, P. (2007b). Badland dynamics in the Central Pyrenees: temporal and spatial patterns of weathering processes. Earth Surface Processes and Landforms, 32 (6): 888 - 904.

Regüés, D. y Torri, D. (2002). Efecto de la energía cinética de la lluvia sobre la dinámica de las propiedades físicas y el encostramiento en un suelo arcilloso sin vegetación. Cuaternario y Geomorfología, 16 (1 - 4): 57 - 71.

Salvador-Sanchís, M.P., Torri, D., Borselli, L. y Poesen, J. (2007). Climate effects on soil erodibility. Earth Surface Processes and Landforms. DOI: 10.1002/esp-1604.


183

Respuesta hidrológica en una pequeña cuenca mediterránea forestada (Pirineo central)

J. Latron (1), P. Serrano-Muela (2), D. Regüés (2), N. Lana-Renault (2), E. Nadal Romero (2), C. Martí (2) y J.M. García Ruiz

(1) Unitat de Ciència del Sòl, Escola Politècnica Superior, Universitat de Girona, 17071 Girona. [email protected]

(2) Instituto Pirenaico de Ecología (CSIC), Campus de Aula Dei, Avenida Montañana 1005, 50192, Zaragoza.

Abstract Stormflow response in a small Mediterranean forested catchment (Central Pyrenees, Spain) This paper analyses the stormflow response of the San Salvador Mediterranean forested catchment (0.92 km2) located in the central Pyrenees, Spain. Using storm-flow coefficient and discharge increment, the temporal variability of the rainfall-runoff relationship is analyzed at the event scale from hydrographs observed over a 7-year period. Results show that, the storm-flow coefficient has a clear seasonal pattern with an alternance between a wet period, when the catchment is hydrologically responsive, and a dry summer period, when the catchment presents almost no reaction to any rainfall. The relationships of the storm-flow coefficient and discharge increment with several hydrological variables shows similar (but lower) correlations than usually observed in other Mediterranean or temperte catchments and demonstrate that rainfall depth and baseflow are the main factors controlling the magnitude of the stormflow response. The marked seasonality observed in the San Salvador catchment is most likely accentuated by forest that cover all the catchment, but this deserves futher investigations.

Palabras clave: Cuenca mediterránea, bosque, respuesta hidrológica Key words: Mediterranean catchment, forest, stormflow response

1. INTRODUCCIÓN

A pesar de numerosos estudios realizados (véase por ejemplo las síntesis de Bosch y Hewlett, 1982; Whitehead y Robinson 1993) existe hoy en día una gran controversia sobre el papel hidrológico del bosque en las crecidas, los estiajes o incluso sobre el balance anual de escorrentía de una cuenca (Cosandey et al., 2005). La diversidad de resultados obtenidos se explica por el gran número de factores que influyen en el papel del bosque sobre la escorrentía, y remarca así mismo la necesidad de continuar las investigaciones, especialmente en las zonas climáticas en las que se tiene poca información. Bajo esta óptica, el presente trabajo se centra en el estudio de la respuesta hidrológica en una pequeña cuenca mediterránea forestada, con la finalidad de describir la influencia del bosque en las

características de la relación precipitación-caudal en estas condiciones climáticas.

2. ÁREA DE ESTUDIO

La cuenca de San Salvador (Serrano-Muela et al., 2005; 2008) está situada en el alto valle del río Aragón en el Pirineo central 10 kilómetros al NW de la ciudad de Jaca. La cuenca, localizada en el sector del Flysch Eoceno, tiene una superficie de 0.92 km2, presenta altitudes que varían entre los 1270 y 880 m, y pendientes entre 15 y 25º. El clima es submediterráneo con influencia atlántica, y se caracteriza por una temperatura media anual próxima a los 10ºC y una precipitación media anual cercana a los 1100 mm, repartida principalmente entre la primavera y el otoño. Los suelos, bien desarrollados en la vertiente Norte, son principalmente de tipo Haplic Kastanozems y Haplic

184

Phaeozems, mientras que en la vertiente Sur son de tipo Calcaric regosols y Cambisols. La totalidad de la cuenca está forestada. En la vertiente Norte predomina un bosque denso de pinos (Pinus sylvestris) con algunos sectores con hayas (Fagus sylvatica) en zonas más húmedas. El quejigo (Quercus faginea) domina en la vertiente Sur.

3. DISEÑO EXPERIMENTAL Y MÉTODOS

La cuenca de San Salvador fue monitorizada en 1999. La instrumentación actual comprende 3 pluviómetros automáticos para evaluar la variabilidad espacio-temporal de la precipitación, una estación meteorológica que registra las principales variables climáticas cada 15 minutos y una estación de aforo de tipo H-Flume dónde la altura del agua se mide cada 5 minutos. En el 2006 se instalaron tres parcelas para la medición de la interceptación de diferentes cubiertas forestales (Serrano-Muela et al., este volumen). El presente trabajo, que utiliza solamente los datos de precipitación y caudal, se basa en una muestra de 91 episodios lluviosos superiores a 8 mm, hayan generado o no respuesta a la salida de la cuenca. Para cada lluvia se determinó su volumen total (P) y su intensidad máxima en 5 minutos (Imax). Para todas las crecidas, el volumen de escorrentía de crecida se estimó utilizando el método de la recta de pendiente constante, con un valor de pendiente de 1.83 ls-1km-2día-1.Seguidamente, el coeficiente de escorrentía de crecida (Cec), el caudal de base antes de la crecida (Qb) y el incremento máximo de caudal ( Q, definido como la diferencia entre el pico máximo de caudal y el caudal de base) fueron calculados.


La figura 1, donde se representa la evolución anual del coeficiente de escorrentía de crecida (Cec) para las crecidas seleccionadas, muestra la gran variabilidad de la relación precipitación-escorrentía a lo largo del año en la cuenca de San Salvador. De noviembre a abril, los Cec varían generalmente entre 3% y 50%, y son siempre superiores a 1% salvo en el caso de lluvias inferiores a 10 mm. Contrariamente, de mayo a septiembre, los Cec son generalmente inferiores a 1% y frecuentemente próximos a 0, independientemente del volumen de precipitación. Los Cec observados hacia el mes de octubre, son más variables (entre 0 y 10%) ilustrando la transición entre las condiciones secas del verano y las húmedas de finales de otoño.

0.01

0.1

1

10

100

coef

icie

nte

de

esc

orr

entí

a d

e c

reci

da (

%)

10mm<P<20mm

20mm<P<30mm

30mm<P<40mm

40mm<P<50mm

P>50mm

P<10mm

Ene Feb Mar Abr May Jun Jul Ago Sep Oct Nov Dic

Fig. 1. Evolución estacional del coeficiente de escorrentía de crecida en la cuenca de San Salvador.

La dinámica estacional de la respuesta hidrológica de la cuenca de San Salvador, es similar a la descrita en otras cuencas mediterráneas parcialmente forestadas (Lana-Renault et al., 2007; Latron et al., 2008), pero aparece más marcada debido seguramente al papel más importante de la cubierta forestal (que cubre la totalidad de la cuenca), sobre la


185

evolución estacional de la reserva de agua.Con la finalidad de analizar la influencia de diversos factores sobre la magnitud de la respuesta hidrológica, se han determinado los coeficientes de correlación lineal entre algunas de las variables caracteristicas de las crecidas. Por un lado, el coeficiente de escorrentía de crecida y el incremento máximo de caudal, y, por otro, el volumen total de precipitación, la intensidad máxima de lluvia y el caudal de base. Los resultados (tabla I) muestran que la correlación Cec-P solo es significativa para episodios lluviosos superiores a 20 mm, mientras que la correlación Cec-Qb

es siempre significativa, independientemente del volumen de lluvia. Q presenta una correlación significativa exclusivamente con Qb

para episodios lluviosos inferiores a 20 mm y con P para los episodios lluviosos superiores a 20 mm. No existe ninguna correlación significativa con Imax.

Tabla I Coeficientes de correlación lineal del coeficiente de escorrentía de crecida y del incremento

máximo de caudal con el volumen total de precipitación, la intensidad máxima de lluvia y el caudal de base. Las correlaciones subrayadas son

estadísticamente significativas (p<0.01).

La naturaleza de las correlaciones obtenidas con el Cec es parecida a las descritas en clima templado (Jordan 1994) o mediterráneo (Latron et al., 2008), aunque los coeficientes de correlación obtenidos en la cuenca de San Salvador son siempre inferiores a los presentados en estos trabajos. Las correlaciones obtenidas con Q, para episodios lluviosos superiores a 20 mm, son también parecidas (aunque inferiores) a las obtenidas en otros

trabajos. La correlación significativa Q-Qb encontrada para los episodios

lluviosos inferiores a 20 mm es en cambio característica de la cuenca de San Salvador, y parece indicar el papel preponderante del estado de la reserva de agua de la cuenca en la magnitud de su respuesta hidrológica (en términos de Cec y Q) durante las lluvias inferiores a 20 mm. La influencia combinada de Qb y P sobre los valores de Cec observados es claramente visible en la figura 2. Esta figura muestra por ejemplo como una misma lluvia de 40 mm generó un Cec

inferior a 1% con un Qb inferior a 0.5 ls-1km-2, mientras que para un Qb del orden de 20 ls-1km-2 el Cec era superior al 40%. Inversamente, para un Qb de 10 ls-1km-2 el Cec asociado a una lluvia de 9 mm fue inferior a 1%, mientras que llegó a más del 40% para una lluvia de 60 mm.

0.1 1 10 100caudal de base (ls-1km-2)

10

100

preci

pita

ción (

mm

)

Cec<1%

1%<Cec<5%

5%<Cec<20%

20%<Cec<40%

40%<Cec

Fig. 2. Coeficientes de escorrentía de crecida (Cec)observados, en función del caudal de base y de la

precipitación en la cuenca de San Salvador.

La figura 2 permite explicar también la estacionalidad del Cec en la cuenca de San Salvador observada anteriormente (fig.1). Efectivamente, esta figura muestra que si el caudal de base es inferior a 2 ls-1km-2 el Cec que resulta de una lluvia de menos de 35 mm será siempre inferior al 1%.

P<20mm P>20mm

Cec

(%)Q

(ls-1km-2)Cec

(%)Q

(ls-1km-2)

P (mm) 0.24 0.26 0.46 0.66

Imax (mmh-1) -0.22 -0.17 -0.25 -0.00

Qb (ls-1km-2) 0.70 0.68 0.67 0.32

186

Estos resultados sobre la influencia combinada de P y Qb en los valores del Cec observados, son parecidos a los descritos por Latron (2003) en la cuenca mediterránea de Can Vila. Sin embargo, para lluvias inferiores a unos 30 mm, y para un mismo caudal de base la respuesta hidrológica observada en la cuenca de San Salvador (totalmente cubierta por bosque) es siempre menor a la observada en Can Vila (donde el bosque recubre solo el 30% de la cuenca). Esta diferencia puede ser debida al papel de la interceptación de lluvia por el bosque.

5. CONCLUSIONES

Los resultados que se presentan aquí muestran la fuerte estacionalidad de la cuenca mediterránea forestada de San Salvador. A lo largo del año se suceden dos periodos bien distintos. Un periodo húmedo a lo largo del cual las crecidas observadas presentan características parecidas a las descritas en otras cuencas mediterráneas o templadas. Un periodo seco más extremo que el descrito en otras cuencas mediterráneas, debido seguramente al papel que juega el bosque (interceptación y transpiración) en la reducción de la reserva de agua de la cuenca.

Agradecimientos Este trabajo se ha realizado con el apoyo del proyecto PROBASE (CGL2006-11619) financiado por la CICYT. La monitorización de la cuenca ha contado con el apoyo del convenio entre el CSIC y el Ministerio de Medio Ambiente (RESEL).

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187

Transporte y producción de sedimento en suspensión durante eventos de elevada magnitud y baja frecuencia

en el torrent Gros (Mallorca)

J. Romera (1), J. Estrany (1) y C. García (1)

(1) Departament de Ciències de la Terra. Universitat de les Illes Balears. Ctra de Valldemossa, km 7.5. 07122 Palma de Mallorca (Illes Balears). E-mail: [email protected], [email protected]

Abstract

Suspended sediment transport and yield during high magnitude and low frequency events in torrent Gros, Mallorca.

Suspended sediment fluxes have been monitored during two high magnitude and low frequency events occurred during spring and autumn of 2007 in the torrent Gros (240.1 km2), a Mediterranean river basin in the western part of Mallorca. Maximum suspended sediment concentrations ranged from 2,542 mg l-¹in spring to 14,517 mg l-1 in autumn. The relationship between discharge and suspended sediment and the sediment yield was established with power functions. Thus, regression coefficients showed important seasonal contrasts with high erosive power and availability during the autumn event; whereas in the spring event wet conditions provide low sediment availability. Annual suspended sediment yield (918 t km2 yr-1) was higher than in other basins studied in the Mediterranean region.

Palabras clave: transporte de sedimento en suspensión, Mallorca Key words: suspended-sediment transport, Mallorca.

1. INTRODUCCIÓN

En ríos con un régimen hidrológico estacional o efímero, típicos del área mediterránea, la mayor parte del transporte acontece durante un período muy reducido y supone una dificultad para su correcto muestreo y análisis (Walling, 1984). Además, en cuencas fluviales de extensión media o grande, el factor de escala introduce una complejidad espacial: la distribución de los episodios de lluvia, además de irregular, suele limitarse a una porción del conjunto de la cuenca condicionando la generación de escorrentía superficial y el transporte de sedimentos. En el análisis de la dinámica por episodios individuales, las curvas de histéresis muestran la relación espacio-temporal entre las zonas de generación de escorrentía y las áreas fuente de sedimentos (Williams, 1989).

Esto ha permitido buscar factores que expliquen las variaciones en la concentración del sedimento en suspensión en ambientes mediterráneos con una gran variedad estacional (p.e.: Batalla y Sala, 1994; Gallart et al., 2002). Así, el análisis de la dinámica de transporte de sedimentos en eventos de gran magnitud y baja frecuencia no es fácil, sobre todo en ambientes mediterráneos y si no se dispone de una monitorización continua de los procesos fluviales. Este artículo presenta los resultados de dos crecidas de gran magnitud y baja frecuencia ocurridas en la cuenca del torrent Gros (isla de Mallorca), las únicas del año 2007. El estudio de la distribución temporal de la concentración del sedimento en suspensión, su relación con el caudal y la producción de sedimentos permitieron establecer, inicialmente, la

188

dinámica hidrológica y sedimentológica de una cuenca de clima mediterráneo.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El torrent Gros se localiza en la zona occidental de la isla de Mallorca (fig.1). Su cuenca de drenaje cubre una superficie de 240,1 km². Se trata de una depresión semi-circular abierta al mar a través del llano de Palma y delimitada por los contrafuertes montañosos de la Serra de Tramuntana. La red de drenaje se configura a partir de cuatro afluentes caracterizados por unos niveles clinométricos muy elevados en cabecera. Geológicamente, la Serra de Tramuntana se ubica en los relieves alpinos estructurales caracterizados por la presencia de rocas carbonatadas. El llano de Palma es una yuxtaposición de abanicos aluviales cuaternarios de bajo gradiente surcados por los afluentes fluvio-torrenciales de la cuenca (Rodríguez-Perea y Grimalt, 1994).

La precipitación media anual es de 711,3 mm, superándose los 1.000 mm en cabecera y disminuyendo a los 450 mm en la costa. La principal característica de la precipitación es el incremento de las intensidades causadas por el efecto orográfico (Grimalt, 1998). La temperatura media anual es de

16,5ºC en Esporles (180 m.s.n.m.), aunque en la cabecera no se superan los 12ºC. El régimen hidrológico es efímero con crecidas súbitas que corresponden a episodios de lluvias intensos.

En la parte alta predominan los encinares (alianza Quercion ilicis) en las zonas de umbría, y el monte bajo o garriga (alianza Oleo-ceratonion) en las zonas de solana (Bonner, 1994). El tramo medio se caracteriza por el uso agrícola, junto con áreas de usos urbanos extensivos; mientras que en la parte baja hasta su desembocadura predominan los usos urbanos intensivos. La población es de 42.308 habitantes (IBAE, 2001), con una densidad de 176 hab/km².

3. MÉTODOS

Una sección en un tramo rectilíneo de mínima rugosidad, máxima regularidad y fácil acceso fue seleccionada y delimitada mediante estación topográfica total. Dicha sección cubre una superficie de 102,1 km2, un 42,5% del total de la cuenca, abarcando tres afluentes principales excepto el torrent de Coanegra (fig.1). Durante los eventos, muestras manuales de agua y sedimento en suspensión fueron recogidas con una frecuencia quinceminutal. Asimismo, se estableció una curva de aforos a través del cálculo de velocidades con un molinete hidráulico OTT. Posteriormente, las muestras fueron analizadas en el laboratorio para determinar la concentración de sedimento en suspensión mediante el filtraje de 250 ml con un equipo Millipore, modelo Sterfil y unos filtros de celulosa de 0,45 µm Schleicher & Schuell previamente tarados.

4. RESULTADOS

4.1. Crecidas



189

A partir del análisis estadístico de los caudales máximos instantáneos de la estación de aforos B-03 de la Dirección General de Recursos Hídricos de Baleares, se determinó que el evento de Abril correspondió a un período de retorno de 10 años y de 100 años para el de Octubre. Por tanto, la característica principal de estos eventos recae en su elevada magnitud y baja frecuencia.

El primer evento tuvo lugar el 14 de Abril de 2007 (fig. 2a) funcionando los tres afluentes controlados en la sección de aforos. Durante el 13 y 14 de abril se acumularon 85,2 mm de precipitación. El pico máximo de caudal fue de 16 m³ s-¹ mientras que el máximo en la concentración de sedimento en suspensión se produjo 50 minutos antes alcanzando los 2.542 mg l-¹. En el segundo evento (fig.2b), se acumularon 113 mm en apenas 2 h afectando únicamente a la subcuenca del torrent d’Esporles. El valor máximo de sedimento en suspensión fue de 14.517 mg l-¹, mientras que 45 minutos más tarde se produjo el pico máximo de caudal con 43 m³ s-¹.

4.2. La relación caudal-sedimento en suspensión La relación entre caudal y sedimento en suspensión presenta un coeficiente de

determinación relativamente bajo (0,59) en la crecida primaveral debido a una histéresis horaria (fig.2c) marcadamente ancha al presentar tres bucles que se corresponden con los aportes de sedimento de los tributarios (Williams, 1989). En cambio, en la crecida otoñal el coeficiente de determinación es mucho más elevado (0,93) debido a que se originó en un solo tributario. La curva histerética del evento (fig.2d) es horaria con un bucle estrecho que sugeriría un agotamiento rápido de la disponibilidad del sedimento. En cambio, la presencia en la recesión de pequeños bucles en forma de ocho mantiene el aporte de sedimento.

Los coeficientes de regresión permiten aportar un esquema inicial de los mecanismos de transporte de sedimento (Syvitski et al., 2000). Precisamente, los coeficientes de intercepción de las dos crecidas manifiestan una importante variabilidad estacional. Por tanto, el de otoño (214,52) indica que la disponibilidad de sedimento era muy elevada, comparable a cuencas semiáridas desprovistas de vegetación y materiales fácilmente erosionables. En cambio, durante el evento primaveral (82,18) la disponibilidad se ajustó a condiciones húmedas con mayor cobertura vegetal y mayor cohesión de las partículas potencialmente movilizables. El comportamiento de la pendiente de regresión es análogo al del coeficiente de intercepción, señalando que el evento otoñal (1,22) tuvo mayor poder erosivo que el primaveral (0,86).

4.3. Exportación de sedimento La producción de sedimento en suspensión fue calculada a partir de la relación estadística significativa entre caudal y concentración de sedimento (Walling, 1984). Así, la carga de sedimento fue de 37.263 t para Abril y de 183.081 t para Octubre, lo cual proporciona una producción específica

Fig. 2. (a) Hidrograma y sedigrama 14/04/2007; (b) Hidrograma y sedigrama 17/10/2007; (c) relación Q-CSS e histéresis 14/04/2007; (d)

relación Q-CSS e histéresis 17/10/2007.

190

de 918 t km2 año-1, 155 para Abril y 763 para Octubre. Teniendo en cuenta la baja frecuencia de estos eventos, las cargas calculadas son sensiblemente superiores a las descritas por otros autores en cuencas mediterráneas (p.e.: Walling and Webb, 1996).

5. CONCLUSIONES

Los resultados han establecido un esquema inicial de la dinámica del transporte de sedimento en suspensión en eventos de gran magnitud y baja frecuencia en una cuenca mediterránea, marcada por la actividad antrópica, concluyéndose que: a) Las concentraciones de sedimento en suspensión varían en un orden de magnitud entre primavera y otoño. b) Los coeficientes de regresión muestran una importante variabilidad estacional en el transporte de sedimento en suspensión. En primavera, las condiciones de humedad antecedentes proporcionan una menor disponibilidad de sedimento; mientras que la menor cobertura vegetal al principio del otoño aporta un carácter semiárido con mayor disposición de sedimento y potencia erosiva. c) Las curvas histeréticas son de carácter horario, indicando que el sedimento proviene mayoritariamente del canal principal. En cambio, el agotamiento del sedimento es relativamente lento a resultas de los aportes procedentes de las vertientes montañosas. d) Debido a la baja frecuencia de las crecidas analizadas, la carga de sedimento específica anual fue superior en un orden de magnitud a las descritas por otros autores en cuencas mediterráneas.

Agradecimientos A la familia Romera-Rojas su amabilidad por permitir el acceso al

torrent desde su propiedad, y la disponibilidad a sus recursos particulares.

REFERENCIAS

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Williams, G.P. (1989). Sediment concentration versus water discharge during single hydrology events in rivers. Journal of Hydrology, 111, 89-106.


191

Caracterización de la señal anatómica en la madera de árboles afectados por avenidas torrenciales

J. A. Ballesteros (1), A. Díez-Herrero (1), J. M. Bodoque (2), M. Stoffel (3), M. Bollschweiler (3) y O. Hitz (3)

(1) Departamento de Investigación y Prospección Geocientífica. Instituto Geológico y Minero de España (MEC). Correo electrónico: [email protected]

(2) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha. (3) Departamento de Geografía. Universidad de Friburgo (Suiza).

Abstract Woody anatomy characterization in damaged trees by debris floods The use of dendrogeomorphological techniques to characterize heavily sediment laden torrential floods requires the previous knowledge of the anatomical response in the growth rings of different riparian and climacic tree species. To this end, some tree species (Alnus glutinosa, Fraxinus angustifolia, Populus nigra, Salix atrocinerea, Quercus pyrenaica and Pinus pinaster ) were sampled close to the stream Arroyo Cabrera in the Sierra del Valle (Spanish Central System), where an extraordinary flash-flood took place in December 1997, causing damages on the local vegetation (dendrogeomomorphological evidences). The results of this research will make possible to apply this knowledge to find past events in the tree-ring record in the same and in other basins.

Palabras clave: Dendrogeomorfología, avenidas torrenciales, alta carga de sedimentos, anillos de crecimiento, anatomía de la madera. Key words: Dendrogeomorphology, heavily sediment laden torrential floods, tree rings, woody anatomy.

1. INTRODUCCIÓN

Con frecuencia, procesos activos como movimientos de ladera, aludes, caídas de rocas, erupciones volcánicas, erosión laminar de suelos y avenidas torrenciales, afectan a árboles y arbustos que crecen en sus áreas de actuación o influencia. En el caso concreto de las avenidas torrenciales con alta carga de sedimentos, la aplicación de técnicas dendrogeomorfológicas para determinar patrones espacio-temporales de eventos pasados, se presenta como una herramienta muy útil, al permitir incorporar al análisis estadístico de caudales y frecuencias, datos recogidos in situ (Díez-Herrero et al., 2008). Sin embargo, el uso de esta técnica para datar eventos ocurridos en el pasado, requiere un conocimiento previo de las anomalías que se producen, tanto a nivel celular como a nivel tisular, en la madera de las distintas especies de árboles y arbustos afectados por estos procesos. Este artículo describe el procedimiento de muestreo y análisis de determinadas especies arbóreas, con el fin de determinar

el patrón de comportamiento de crecimiento anómalo asociado a eventos torrenciales para su posterior utilización en la datación de eventos anteriores.

2. ZONA DE MUESTREO

La zona de muestreo se sitúa en las márgenes del arroyo Cabrera, corriente de naturaleza torrencial conocida como Venero Claro y localizada en la vertiente septentrional de la Sierra del Valle (Sierra de Gredos, Sistema Central español). La elección del área de muestreo responde a su idoneidad inicial para aplicar técnicas dendrogeomorfológicas, determinada con técnicas SIG (Ballesteros et al., 2008), y al conocimiento previo de un evento torrencial extraordinario, que el 18 de diciembre de 1997 causó elevados daños en la vegetación local colindante (Bodoque et al., 2006).

192

Fig. 1. Esquema de localización del torrente del arroyo Cabrera.

3. METODOLOGÍA

3.1 Muestreo La campaña de muestreo se llevó a cabo durante el verano de 2007. Tras un reconocimiento previo de campo, se seleccionaron un total de 70 árboles (10 Pinus pinaster, en adelante Pp; 16 Alnus glutinosa, en adelante Ag; 15 Fraxinus angustifolia, en adelante Fa; 16 Quercus pyrenaica, en adelante Qp; 7 Populus nigra,en adelante Pn; 6 Salix atrocinerea, en adelante Sa), que mostraban descortezados causados por el impacto de la carga sólida arrastrada por la avenida de 1997. Las muestras de madera se obtuvieron a partir de los descortezados en forma de cuña, de secciones transversales y en forma de testigos cilíndricos con sierra de mano y barrenas de Pressler. Igualmente se recogió, para cada individuo muestreado, un testigo cilíndrico de control en la base del fuste, con el objeto de conocer la edad del árbol. Complementariamente, se confeccionó en una ficha de campo, con un código unívoco, donde se anotaron datos representativos de cada individuo, como: la localización espacial, datos morfológicos y dasométricos, tipo de evidencia dendrogeomorfológica que presenta (Díez-Herrero et al. 2008), observaciones, etc.

3.2 Análisis macroscópico 3.2.a Lijado y pulido de cuñas y testigos cilíndricos

Previo al análisis, las muestras requieren ser preparadas para facilitar la observación y medición de los anillos de crecimiento, especialmente en el caso de determinadas especies vegetales asociadas a ecosistemas riparios. Los testigos cilíndricos se colocaron y encolaron en un soporte de madera prismático y, posteriormente, junto con las cuñas y secciones transversales, siguieron un proceso de lijado y pulido gradual, utilizando una lijadora de carpintería y una serie degradada de papel de lijado. Por último, todas las muestras fueron escaneadas a una resolución mínima de 500 ppp (Epson GT 120000) con el fin de conservar su imagen original antes de cortarlas para preparar láminas delgadas.

3.2.b Toma de datos de la anchura de los anillos de crecimiento Las mediciones de la anchura de los anillos de crecimiento de todas las muestras preparadas se llevaron a cabo utilizando una lupa binocular con una fuente de luz fría, acoplada a una mesa de medición LintabTM 5 y al software TsapWin Scientific 0.53 (Rinntech).

3.3 Análisis microscópico 3.3.a Preparación de láminas delgadas A partir de las muestras de madera, se prepararon láminas delgadas de espesor entre 10-15 µm a distintas distancias conocidas del inicio del daño observado con la ayuda de un microtomo de deslizamiento (Reichert-Jung). Siguiendo el procedimiento descrito por Schweingrüber (1990), se utilizó, como tinte, una mezcla de Safranina y AstraBlue; y, tras lavar con alcohol (75% y 100%) y deshidratar con xilol, se procedió a montar sobre los portaobjetos fijándolo, posteriormente, con Bálsamo de Canadá. Una vez montadas, las muestras se secaron en un horno a 60º C durante 12 h.


193

Fig. 2. (A) Descortezado en el fuste de un aliso (Alnus glutinosa) causado por la avenida torrencial de diciembre

de 1997. (B) Detalle de los anillos de crecimiento en un testigo cilíndrico previamente lijado y pulido. (C) Ejemplo de muestra en forma de cuña, tomada de un descortezado.

3.3.b Análisis microscópico. Con una cámara digital Leica DFC320, acoplada a un microscopio óptico Leica DM 2000, y utilizando aumentos 4x y 5x, se tomaron imágenes de todas las preparaciones. Tras montar las imágenes con programas específicos (Adobe Photoshop 6.0), se procedió a analizar una serie de parámetros cuantitativos y cualitativos, previamente elegidos a partir de una consulta bibliográfica (Bollschweiler et al., 2008; Rubiales et al., 2008; Hitz et al., 2007), utilizando el módulo WinCELL del software WinDendro (Régent Instrument Inc.) y el programa ImagePro Plus (The Proven SolutionTM).Las mediciones cuantitativas consistieron en medir el tamaño de los vasos en Fa, Qp, Sa y Pn; tamaño y porcentaje de pared celular de las células de la madera temprana, en todas las especies menos en Pn; y en madera tardía, en Fa y Qp; y la anchura del anillo, en todas las especies. Respecto a las variables cualitativas, se anotó la existencia de depósitos gomosos en todas las especies menos en Pp; existencia de falsos anillos en Ag; existencia de madera de reacción en Sa y Fa; existencia de parénquima traumático (tejido calloso)

en todas las especies; y abundancia de canales resiníferos en Pp.


Los resultados preliminares del análisis microscópico revelan cambios en el comportamiento de algunas de las variables en los años posteriores al evento de diciembre de 1997, debido a la situación de parada vegetativa característica de nuestras latitudes en esta época del año. En el caso de Pp, se ha observado una variación característica en el lumen celular, debido fundamentalmente a la disminución de la longitud de las células (Fig. 3). Por el contrario, no se ha podido utilizar los canales resiníferos traumáticos (Bollschweiler et al., 2008), debido a la existencia de un gran numero de canales de origen natural en todos los anillos. Respecto a Ag, se ha observado un aumento del lumen celular de la madera tardía (Fig. 4); y en algunas muestras, el crecimiento de un falso anillo en el año siguiente al evento. En relación a Fa, Qp y Pn, se ha observado un cambio en la tendencia del tamaño del lumen de los vasos. Mientras que en el fresno y en el chopo, se produce una reducción brusca de los vasos para luego aumentar; en el caso de los robles esta reducción es más leve, pero se produce un mayor aumento posterior (Fig. 5). También se ha observado una disminución en el tamaño de las células y vasos en el caso de los Sa. Sin embargo, debido al número insuficiente de muestras y la joven edad de algunos ejemplares muestreados, dañados en las crecidas del 2004 y 2005, sería necesario analizar más muestras para incluir este parámetro como evidencia dendrogeomorfológica a nivel anatómico de avenidas torrenciales.

C

B C

A

194

Pinus pinaster Jvc 0401

0

100

200

300

400

500

600

700

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

2004

2005

2006

2007

Años

mic

ras lu

me

n c

ell.

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

micras

lumen cell. long. cell anchura cell.

Fig. 3.

Alnus glutinosa Jvc0111c2

0

5

10

15

20

25

30

1988

1990

1992

1994

1996

1998

2000

2002

2004

2006

Años

mic

ras

lu

me

n c

ell

.

01

23

45

67

89

10micras

lumen Cell. anchura cell. long. Cell.

Fig. 4.

Lumen de los vasos

0

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

1990

1991

1992

1993

1994

1995

1996

1997

1998

1999

2000

2001

2002

2003

2004

2005

2006

2007Años

micras

Fraxinus angustifolia Quercus pyrenaica Populus nigra

Fig. 5. Gráficos de los parámetros correspondientes a las

mediciones sobre las células de la madera temprana para la muestra de Pinus pinaster Jvc0401 (Fig. 3.), Alnus

glutinosa Jvc0111c2 (Fig. 4.) donde se aprecia una señal idéntica en el año 1992 que podría atribuirse a otro

posible evento previo y correspondientes al lumen de los vasos para muestras de Fraxinus angustifolia, Quercus

pyrenaica y Populus nigr (Fig. 5.).

5. CONCLUSIÓN

Los resultados preliminares del estudio anatómico en árboles dañados por avenidas torrenciales con alta carga de sedimentos, muestran importantes variaciones en parámetros microscópicos, utilizables para la detección y datación de eventos pasados. Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado par-cialmente por el proyecto del Plan Nacional

I+D+i Dendro-Avenidas (CGL2007-62063/HID), por el IGME y por la AECI. De igual manera, agradecemos la la ayuda prestada por los componentes del laboratorio Dendrolab de la Universidad de Friburgo (Suiza).

REFERENCIAS Ballesteros, J., Díez-Herrero, A., Bodoque,

J.M, García-Menéndez. E, Llorente, M, Laín, L. (2008). Metodología para la localización de cuencas torrenciales aptas para su estudio dendrogeo-morfológico (En esta misma obra).

Bollschweiler M., Stoffel M., Schneuwly D.M., Bourqui K., (2008). Traumatic resin ducts in Larix decidua stems impacted by debris flows. TreePhysiology, 28, 255–263.

Bodoque, J.M; Díez, A., De Pedraza, J., Martín y Olivera, J.F. (2006).Estimación de la carga sólida en avenidas de derrubios mediante modelos geomecá-nicos, hidrológicos e hidráulicos com-binados: Venero Claro (Ávila). En Pérez A. y López J. (Eds.), Geomorfología y territorio. Universidad de Santiago de Compostela. pp 483-495,

Díez, A., Ballesteros, J., Bodoque, J.M., Eguíbar, M.A., Fernández, J., Génova, M, Laín, L., Llorente, M., Rubiales, J.M. y Stoffel, M. (2008). Mejoras en la estimación de la frecuencia y magnitud de avenidas torrenciales mediante técnicas dendrogeomorfológicas. Boletín Geológico y Minero, 118 (4).

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Rubiales, J.M., Bodoque, J.M., Balles-teros, J. y Díez-Herrero A. (2008). Response of Pinus sylvestris roots to sheet-erosion exposure: An anatomical approach. Natural Hazards and Earth System Sciences, 8, 1-9.

Schweingrüber, F.H. (1990). Mikros-kopische Holzanatomie. Birmensdorf, WSL, 226 pp.

¿Posible evento?


195

Metodología para la localización de cuencas hidrográficas idóneas para el estudio

dendrogeomorfológico de avenidas torrenciales

J.A. Ballesteros (1), A. Díez-Herrero (1), J.M. Bodoque (2), M. Llorente Isidro (1), L. Laín Huerta (1) y E. García Meléndez (3)

(1) Area de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos. Instituto Geológico y Minero de España. Correo: [email protected]

(2) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha. (3) Departamento de Geografía y Geología. Universidad de León.

Abstract Methodology to locate watersheds suitable to carry out dendrogeomorphological study of torrential floods A methodology based on the use of Geographic Information System (GIS) and on Muticriteria Evaluation techniques (MCE) has been developed to locate those watersheds suitable to apply dendrogeomorphological techniques in the Center of the Iberian Peninsula. Factors which make possible the recognition of dendrogeomorphological evidences as cross-dating index vegetation, flooding probability and the aptitude to incorporate sediment load to the channel, were considered, by assigning a weight to each of the considered factors. The used approach consists of MCE evaluation based on expert opinions. Next, both a hydrological and geo-mechanical models were implemented by using a GIS. The results has been a map with a scale 1:200.000 where the most interesting watersheds suitable to apply dendrogeomorphological are represented and a database with information about each watersheds.

Palabras clave: dendrogeomorfología, Sistemas de Información Geográfica (SIG), Evaluación Multicriterio (EMC), avenida, torrencial.Key words: dendrogeomophology, Geographic Information Systems (GIS), Muticriteria Evaluation techniques (MCE), torrential floods

1. INTRODUCCIÓN

Hasta el momento, la selección de las áreas de estudio para la aplicación de técnicas dendrogeomorfológicas en el estudio de procesos activos como movimientos de ladera, aludes, erosión de suelos y avenidas torrenciales, se ha basado en la experiencia personal, recorridos de campo y el empleo de herramientas genéricas de visualización tipo Google Earth (Stoffel, com. pers.). Sin embargo, estas estrategias de búsqueda pueden resultar poco eficientes en cuanto al tiempo que requieren; y poco objetivas ya que dependen, en gran medida, de la accesibilidad de las zonas normalmente montañosas, pudiéndose, por tanto, dejar amplios sectores fuera de las áreas de rastreo. En estos casos el uso de los sistemas de información geográfica (SIG) permite llevar a cabo una prospección territorial inicial de forma eficaz y objetiva, mediante la evaluación de

determinadas variables espaciales que condicionan la existencia de evidencias dendrogeomorfológicas (Diez et al., 2008). En este trabajo se presenta el procedimiento llevado a cabo en la fase inicial del proyecto Dendro-Avenidas del Plan Nacional de I+D+i, para localizar las cuencas torrenciales más idóneas para el estudio y aplicación de técnicas dendrogeomorfológicas en el centro de la península Ibérica.

2. PLANTEAMIENTO METODOLÓGICO

Para la consecución del objetivo planteado, se ha desarrollado una metodología integrada en el ámbito de los SIGs, consistente en definir una serie de variables que condicionan la mayor o menor existencia de evidencias dendrogeomorfológicas junto a las márgenes de los torrentes, por medio de la conexión de los SIGs (ArcGis 9.1 y

196

ArcView 3.2, ESRI) y los módulos hidrológicos (Hydrology, ESRI), geomecánicos (Shalstab; Dietrich y Montgomery, 1998) y una aplicación de cálculo de precipitaciones (MaxPlu; DGC, 1999); y su posterior valoración mediante técnicas de evaluación multicriterio, comúnmente utilizadas durante la fase de toma de decisión en estudios territoriales de índole ambiental (Barredo, 1996).

2.1 Definición de las variables condicionantes y reclasificación según su potencialidad

Los datos de partida son: el modelo digital de elevaciones (MDE) con tamaño de celda 100x100m (EROS Data Center); el mapa forestal español (MFE50), a escala 1:50.000 (MMA, 2000); la información litoestatigráfica y de formaciones superficiales (MLFS) a escala 1:400.000 (Del Pozo, 2006); y de la información del parámetro de escorrentía P0, en formato raster con resolución 1x1 km (Ferrer, 2003). Se han definido tres variables o índices, procurando cumplir los principios de coherencia, no redundancia y exhaustividad (Fig.1).

2.1.a Índice vegetal de datación cruzada Este índice clasifica a cada especie vegetal en función de su interés para su uso en dendrocronología, a través de una escala numérica basada en la experiencia empírica (Grissino Mayer, 1993), en: 0, poco interesantes; 1, interés moderado; 2, interés elevado. Su obtención ha consistido en importar y reclasificar, según este criterio, el MFE50 de las provincias de Ávila, Cuenca, Guadalajara, Madrid y Segovia.

2.1.b Índice severidad de desbordamiento Utilizando la ratio QT/Qb (Díez y Garrote, 2008), y combinándola posteriormente con la pendiente longitudinal del cauce para discriminar los cauces con carácter torrencial (Meunier, 1999), se ha evaluado para cada punto de control de cada cuenca, la severidad del desbordamiento para un periodo de retorno (T) de 50 años,

considerando como caudal de bankfull o cauce lleno, el correspondiente a un periodo de retorno de tres años. Para obtener los parámetros hidrológicos necesarios para realizar los cálculos de caudales por el método racional, se ha utilizado: 1) el módulo Hydrology(ArcToolbox) para calcular la red de drenaje, las cuencas (con un área > 3 km2)y los puntos de control; 2) la aplicación MaxPlu (DGC, 1999) para obtener la información de lluvias en formato raster (1000x1000m) para T = 3 y 50 años; y, 3) una aplicación desarrollada en lenguaje ArcInfo (Garrote, 2007) para el cálculo de los parámetros del tiempo de concentración (tc) sobre los puntos de control. Por último, el índice en cada subcuenca se reclasificó en tres valores discretos (1, 2 y 3), en orden creciente de severidad, para su posterior combinación.

2.1.c Índice de susceptibilidad al movimiento de material sólido La incorporación de carga sólida al torrente procedente de la cuenca, favorece la producción de daños sobre la vegetación de ribera debido a impactos del material transportado y a procesos de sedimentación. Por este motivo, se ha incluido una variable de susceptibilidad al movimiento de material sólido resultado de la combinación del modelo de estabilidad de laderas Shalstab (Dietrich y Montgomery, 1998), y del MLFS (Del Pozo, 2006), previamente reclasificado según su grado de consolidación del material. De igual manera, el resultado se reclasificó en tres valores discretos (1, 2 y 3) en orden creciente de susceptibilidad.

2.2 Asignación de pesos y regla de decisión

Para la asignación de pesos de cada una de las variables definidas, se ha utilizado una variante simplificada del denominado método Delphi de consenso. A través de una encuesta, se solicitó la opinión de una


197

Fig. 1. Diagrama de flujo de la metodología empleada (esquema cartográfico) de la metodología empleada

serie de expertos para que valorasen el grado de importancia de las variables en su conjunto, por medio de una escala del 0 al 1. Tras comprobar que los resultados convergían adecuadamente tras la primera ronda de encuestas, se desestimó llevar a cabo un segunda circulación por considerarlo inoperativo.

3 RESULTADOS

El mapa de idoneidad (M.I.) de cuencas torrenciales para el estudio dendrogeo-morfológico, se ha obtenido como la sumatoria lineal ponderada (SLP) de cada una de las variables (índice vegetal de datación cruzada, severidad del desbordamiento y susceptibilidad al movimiento de material sólido), con su respectivos pesos (0.4, 0.6, 0.8), respectivamente.

ISMMISDIVDCIM 8.06.04.0.

La reclasificación final de las cuencas en tres clases (1, 2, 3) según su valor, se ha llevado a cabo utilizando el método EqualInterval de ArcGis (ESRI). El resultado final consiste en un mapa a escala 1:200.000 (Fig. 2) donde se representan las cuencas, con máximo valor (clase 3), del centro peninsular, asociado a una base de datos donde se puede consultar información, como su localización exacta (XUTM, YUTM), y sus distintas características botánicas, hidrológicas y geomecánicas. Por otra parte, el modelo ha revelado la existencia de tres áreas con una mayor densidad de cuencas idóneas. Estas zonas corresponden con la cabecera del alto Tajo-Serranía de Cuenca, zona de Somosierra-Sierra de Guadarrama y la zona de Sierra del Valle y vertiente sur de la Sierra de Gredos. Estos resultados quedan corroborados en las primaras inspecciones de campo, al haber localizado evidencias dendrogeomrofológicas en las cuencas de Venero Claro, Valle de Iruelas, Barondillo, etc., todas ellas en el mapa de la figura 2.

I. S

everi

dad

de d

esb

ord

am

ien

to (

ISD

)

Índice susceptibilidad al mov. de material (ISMM)

Índice vegetal de datación cruzada (IVDC)

Cruce

Cru

ce

Red de drenaje

MDE

Umbral de

escorrentía (P0)

Cuencas

Longitud de flujo

Dirección de

MDE relleno

Ptos. control ÁreaPend. cauce

Long. cauce

Malla de puntos1000 x 1000 m

Pm24 h T= 3años

Pm24 h T= 50

T. concentración

Tc

Itc T= 3 años

Itc T= 50 años

MAXPLU

ArcInfo .aml

Hydrology Torrencialidad

Q3

Q50

Q50/Q3

Raster to point

MDE

= 45 rad

= 1700 kg/m3

Estabilidad de laderas (log q/T)

MLFS

SHALSTAB

MFE50Reclass (Grissino, 2003)

Reclass (según el grado de consolidación del material)

Mét

odo

raci

onal

Reclass (Meunier, 1989)

Coeficiente de escorrentía (C)

Fórmula de Témez

198

Fig. 2. Mapa de idoneidad de cuencas torrenciales en el Centro Peninsular

4 CONCLUSIÓN

El uso combinado de los SIG y de técnicas de evaluación multicriterio, ha permitido realizar una rápida y objetiva prospección del territorio, para localizar las cuencas torrenciales más interesantes desde el punto de vista del estudio dendrogeomorfológico, lo que ha sido de gran interés a la hora de diseñar y planificar las campañas de reconocimiento y localización en campo de las zonas piloto de estudio. Agradecimientos Los autores quieren agradecer su colaboración a Montse Ferrer (TecnoSylva) y al Área de Infraestructura Hidrogeológica del IGME, por facilitarnos parte de la información espacial de partida.

BIBLIOGRAFÍA

Barredo, J.I. (1996). Sistemas de información geográfica y evaluación multicriterio en la ordenación del territorio. Rama, Madrid.

Del Pozo, M (Coord.) (2006). Mapa Litoestatigráfico y de Permeabilidad de España. Escala 1:400.000. Instituto Geológico y Minero de España y Dirección General del Agua. CD-ROM.

DGC (1999). Máximas lluvias diarias en la España peninsular. Serie monografías, Dirección General de Carreteras (Ministerio de Fomento), Madrid, 28 pp.

Dietrich, WE. y Montgomery, D.R, (1998.) Shalstab: A digital terrain model for

mapping shallow landslide potential.National Council of the Paper Industry for Air and Stream Improvement.

Díez-Herrero, A.; Ballesteros, J.; Bodoque, J.M.; Eguíbar, M.A.; Fernández, J.A.; Génova, M.; Laín, L.; Llorente, M.; Rubiales, J.M.; Stoffel, M. (2008). Mejoras en la estimación de la frecuencia y magnitud de avenidas torrenciales mediante técnicas dendrogeo-morfológicas. Boletín Geológico y Minero, 118 (4).

Díez, A. y Garrote, J. (2008). La ratio QT/Qb: un nuevo método hidrológico-hidráulico de fundamento geomorfológico para el estudio de la inundabilidad en territorios amplios. En J. Gracia et al. (Eds.).

Ferrer, M. (2003). Análisis de nuevas fuentes de datos para la estimación del parámetro número de curva: perfiles de suelo y teledetección. Cuaderno de Investigación C48. CEDEX, Madrid, 346 pp.

Garrote, J. (2007). cal_area.aml; script de ArcInfo para la obtención de las variables necesarias para el cálculo de caudales según el método racional. Madrid, inédito.

Grissino-Mayer, H.D. (1993). An updated list of species used in tree-ring research. Tree-Ring Bulletin, 53, 17- 43.

Meunier, M. (1989). Essai de synthèse des connoissances en érosion et hydraulique torrentielle. La Houille Blanche, 5, 61-375.

MMA (2000). Mapa Forestal de España. MFE50. Ministerio de Medio Ambiente. Dirección General de Conservación de la Naturaleza. CD-ROM.


199

La ratio QT/Qb: un nuevo método hidrológico-hidráulico de fundamento geomorfológico para el estudio de la inundabilidad en territorios amplios

A. Díez-Herrero (1) y J. Garrote (2)

(1) Instituto Geológico y Minero de España (MEC). Correo electrónico: [email protected](2) INYPSA. Unidad de Medio Ambiente y Geología.

Abstract The ratio QT/Qb: a new hydrological-hydraulic method based on geomorphological aspects for the flood hazard analysis at large territories Relationship between flood discharge of a given return period (QT) and bankfull discharge (Qb) is a quantitative index of inundability for a fluvial reach and it can work as a first approach for risk analysis over wide areas. The (QT/Qb) ratio combines hydrological analyses employed in the estimation of both discharges and hydraulic methods for bankfull discharge estimation. This approach is based on geomorphologic analysis, because the bankfull stage is defined by the fluvial channel features and deposits. Application of this ratio showed a great success in the flood risk analysis project for Civil Defense of Castilla-La Mancha, that allows to validate its interest for other areas.

Palabras clave: inundabilidad, caudal, cauce, geomorfología Key words: flood hazard, discharge, channel, Geomorphology

1. INTRODUCCIÓN

A la hora de realizar los estudios y cartografías de inundabilidad en un territorio, un planteamiento técnico clásico sería estimar los caudales circulantes para diversos periodos de retorno o frecuencias (empleando criterios y métodos hidrológicos convencionales) y posteriormente estimar áreas inundables, calados y velocidades mediante métodos hidráulicos. Sin embargo, la aplicación de estas técnicas en nuestro país a ámbitos espaciales grandes (por ejemplo, en planes comarcales, provinciales o autonómicos), que superen los miles de kilómetros cuadrados de extensión, plantea una serie de problemas, tanto técnicos como logísticos: frecuentemente no se dispone de base topográfica detallada para la modelación hidráulica y se ha detectado

una falta de validez de los modelos hidrológicos e hidráulicos clásicos en determinados sectores del territorio, como las zonas torrenciales o allí donde existe una rápida evolución de las formas fluviales. Por ello se hace preciso explorar nuevos métodos y técnicas, que permitan tener una visión preliminar de la inundabilidad en estos territorios amplios, para luego centrar o priorizar los estudios de detalle en las zonas más conflictivas o problemáticas. El objetivo de este trabajo es proponer y ensayar un nuevo método que cumple estas premisas: la relación o ratio entre los caudales máximos asociados a diferentes periodos de retorno (QT) y el caudal de cauce lleno (Qb), como un indicador cuantitativo de la probabilidad de inundación en un determinado punto de la red fluvial.

200

2. METODOLOGÍA PROPUESTA

Una inundación, según la definición de la nueva Directiva Europea 2007/60/CE, es el anegamiento de terrenos normalmente secos. Para el caso de las inundaciones asociadas a las corrientes fluviales, este anegamiento implica que el río o arroyo, una vez superada la capacidad de evacuación de su cauce natural, desborde e inunde las márgenes.

2.1. El caudal de bancos llenos La capacidad de desagüe de un cauce natural viene dada por el caudal que cabe entre los elementos morfológicos denominados bancos de orilla (banks,en terminología anglosajona). Por ello, este caudal se denomina en la literatura científica como “de bancos llenos” (bankfull discharge, Qb). Cualquier caudal que supere éste, produciría el anegamiento de las márgenes, normalmente ocupadas por una zona más o menos plana, denominada llanura de inundación o inundable. El caudal de bancos llenos recibe otros nombres, o tiene otros términos y definiciones asociados, como es el caso de: Caudal formador o generador (QG,),Caudal de desbordamiento (CEDEX, 1994), y Máxima crecida ordinaria. Son numerosos los trabajos científicos que han tratado de asimilar su valor al de diferentes cuantiles de periodos de retorno. Sin embargo, estudios realizados para las corrientes fluviales de la península Ibérica ponen de manifiesto la enorme variabilidad de estos valores en función de las características geomorfológicas de la corriente y del régimen de alimentación e hidrológico de la misma. A este respecto, los trabajos llevados a cabo por el CEDEX (1994 y 2007) tratan de acotar y cuantificar la variabilidad de valores en los ríos españoles, proponiendo fórmulas para su estimación.

2.2. El caudal máximo para diferentes periodos de retorno Su estimación puede abordarse por diferentes metodologías, como el análisis regional de la estimación de frecuencias de caudales punta (Mediero y Jiménez, 2007). Pero cuando se trata de obtener para un territorio amplio y no para una determinada localización, y comprendiendo cuencas no aforadas, quizás lo más factible es emplear los métodos hidrometeorológicos (p.e. racional) y las funcionalidades de los sistemas de información geográfica para calcular la distribución espacial de las abstracciones iniciales e intensidades de precipitación, y su agregación (Jiménez, 2007).

2.3. La ratio o relación entre el QT y los Qb

Esta ratio es un perfecto indicador de la probabilidad y magnitud del desbordamiento que se producirá en cada punto de la red fluvial. Ya fue empleada para medir la peligrosidad asociada a las inundaciones en diferentes países o regiones del Mundo (Miller, 1997), y reproducido en muchos de los libros más difundidos sobre riesgos naturales (Ayala y Olcina, 2002).

3. APLICACIÓN A LA INUNDABILIDAD EN CASTILLA-LA MANCHA

En el marco del proyecto RICAM (Análisis del riesgo de inundación para el Plan Especial de Protección Civil ante el riesgo de inundaciones en Castilla-La Mancha), se aplicó el método propuesto para todo el ámbito territorial de dicha comunidad autónoma (79.226 km2). A partir de las fórmulas propuestas por el CEDEX (2007) y en los puntos de aforo que satisfacían los requisitos de calidad de los datos, los valores de periodo de


201

retorno del caudal Qb oscilan entre 3,5 y 6,3 años (Díez et al., 2008), con un valor promedio equivalente al caudal de 5 años de periodo de retorno. A continuación se seleccionaron en la red fluvial de la región un total de 19.655 puntos de cálculo de las ratios Q500/Q5,Q100/Q5 y Q50/Q5, ubicados de forma equidistante en función del orden jerárquico de la corriente (entre 1 y 5 km). Los cálculos de los caudales se hicieron mediante el método racional modificado, utilizando una macro desarrollada al efecto para la aplicación ArcInfo (Garrote, 2007). Como información de partida se empleó un MDE 100x100 m, los valores de umbral de escorrentía del mapa 1x1 km de Ferrer (2003), y los datos de intensidades de precipitación obtenidos a partir del programa Maxplu,

interpolados para obtener una capa de datos con continuidad espacial. El tratamiento estadístico de los resultados permite establecer cinco grandes categorías o intervalos en las ratios, que para el caso de la Q500/Q5,tienen sus límites en valores de 4,5, 5,75, 11,5 y 20 (Fig. 2). Estos valores puntuales se enlazaron con la red lineal a partir de la relación espacial entre los elementos, utilizando la clasificación jerárquica de la red como elemento de control para evitar el enlace erróneo de datos puntuales de un orden sobre elementos lineales de otro orden debido a su proximidad espacial. Esta representación gráfica permite una identificación intuitiva de las zonas de mayor probabilidad de desbordamiento, y en las cuales conviene hacer estudios más detallados y específicos (Fig. 1).

Fig. 1. Mapa de los valores de la ratio Q500/Q5 en la red fluvial de Castilla-La Mancha, con indicación de los principales eventos de inundaciones históricas documentados (puntos).

202

Fig. 2. Cálculos estadísticos para el establecimiento de las clases del mapa.


La metodología propuesta, a la vista de los resultados del ensayo realizado en Castilla-La Mancha y otros en realización para el parque natural del Posets-Maladeta y el centro de la península Ibérica, se muestra como un procedimiento rápido, eficaz e intuitivo para detectar las zonas con problemas de inundabilidad por desbordamiento fluvial. No obstante, tiene que ser considerado únicamente como un método de carácter prospectivo y preliminar válido para amplias extensiones de territorio. Además, la estimación de los caudales tiene una serie de incertidumbres y simplificaciones que conviene tener en cuenta: la adopción de un único valor del periodo de retorno del Qb (5 años); el uso del método racional para la estimación de caudales; y el establecimiento de los intervalos de las ratios con sólo un criterio estadístico.

Agradecimientos Este estudio ha sido financiado por el IGME (MEC) y la Junta de Comunidades de Castilla-La Mancha. Los autores desean agradecer la colaboración del resto de los miembros del equipo del proyecto. Igualmente la

cesión desinteresada del mapa de umbral de escorrentía a Montserrat Ferrer (Tecnosylva).

REFERENCIAS

Ayala, F.J. y Olcina F. J. (2002). Riesgos naturales. Ariel, Barcelona. 1512 pp.

CEDEX (1994). Aspectos prácticos de la definición de la máxima crecida ordinaria. Centro de Estudios y Experimentación de Obras Públicas (MOPTMA), inédito, Madrid.

CEDEX (2007). Instrucción de planificación hidrológica. Versión 5.4, Madrid, marzo de 2007, inédita.

Díez, A., Garrote, J., Baíllo, R., Laín, L., Llorente, M., Mancebo, M.J. y Pérez. F. (2008). Análisis del riesgo de inundación para planes autonómicos de protección civil: RICAM. En Galindo, I., Laín, L. y Llorente, M. (Eds.): Lagestión de los riesgos geológicos,IGME y Consorcio de Compensación de Seguros, Las Palmas.

Ferrer, M. (2003). Análisis de nuevas fuentes de datos para la estimación del parámetro número de curva: perfiles de suelos y teledetección. Cuadernos de Investigación C48. CEDEX, Madrid, 346 pp.

Garrote, J. (2007). cal_area.aml; script de ArcInfo para la obtención de las variables necesarias para el cálculo de caudales según el método racional modificado. Inypsa, marzo de 2007, Madrid, inédito.

Jiménez, A. (2007). Caudales máximos en régimen natural. Jornadas sobre Gestión de Zonas Inundables, Gijón 12 y 13 de noviembre de 2007. Dirección General del Agua (Ministerio de Medio Ambiente).

Mediero, L. y Jiménez, A. (2007). Regional Analysis for frequency estimation of annual flood peaks in ungauged basins of Spain. Geophysical Research Abstracts, Vol. 9.

Miller, J.B. (1997). Floods. People at Risk, Strategies for Prevention. Department of Humanitarian Affairs, United Nations, New York and Geneva.


203

Dinámica fluvial en el tramo bajo del Ebro (I): Transporte de sedimentos y procesos

morfosedimentarios

D. Vericat (1) R.J. Batalla (2,3) (1) Centre for Catchment and Coast Research, Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth

University (2) Departamento de Medio Ambiente y Ciencias del Suelo. Universidad de Lleida. [email protected] (3) Área de Hidrología, Centro Tecnológico Forestal de Catalunya

Abstract Fluvial Dynamics in the lower Ebro (I): Sediment transport and morpho-sedimentary processes This paper presents the sediment budget and the main morphosedimentary processes observed in the lower River Ebro (NE Iberian Peninsula) during the period 2002-2004. Sediment transport continuity in the lower Ebro is disrupted by the Mequinenza, Riba-roja and Flix Dams. Total sediment load upstream from the dams is 3.28×106 t, the 99% transported in suspension. Downstream the total load is 0.91×106 t., around the 60% is transported in suspension and the rest as bedload. High magnitude floods downstream from the dams entrain the totality of river-bed particle sizes increasing bedload transport rates and resulting river-bed incision. During low magnitude floods (e.g. flushing flows), the river-bed armours, decreasing incision and bedload rates. Even that the loss of active areas and the encroachment of vegetation are evident by analysing ancient and contemporary aerial photographs, dynamics observed in the lower Ebro demonstrate that the riverbed is still highly active four decades after dams’ closure.

Palabras clave: transporte de sedimentos, acorazamiento, erosión, presas, río Ebro Key words: sediment transport, armouring, incision, dams, River Ebro

1. INTRODUCCIÓN

Los ríos transportan agua y sedimentos desde las zonas de cabecera de las cuencas hasta las zonas de sedimentación y océanos (Williams y Wolman, 1984). Las presas alteran el régimen hidrológico y la transferencia de sedimentos en sistemas fluviales, modificando numerosos de los procesos físicos y ecológicos aguas abajo (Poff et al., 1997). De manera general, las presas tienden a reducir la frecuencia y magnitud de los episodios de crecida, periodos en los que se transporta la mayoría del sedimento. De la misma forma, las presas retienen porcentajes elevados de la carga sedimentaria que es transportada desde aguas arriba. La relación entre la magnitud de los caudales liberados por la presa y el subministro de sedimentos aguas abajo de éstas determina las alteraciones morfosedimentarias aguas abajo. Si los caudales liberados tienen suficiente competencia para movilizar los

sedimentos del cauce y, además, el suministro de sedimentos desde afluentes es escaso, los procesos dominantes son la incisión del lecho, el acorazamiento, y la re-vegetación de áreas anteriormente activas del cauce. Por el contrariob, si los caudales liberados no son capaces de movilizar los sedimentos que aportan los tributarios de aguas abajo, el proceso dominante es la sedimentación. Ambos procesos conllevan alteraciones ecológicas del sistema fluvial. En este contexto, el objetivo de este trabajo es el análisis del balance de sedimentos y los procesos morfosedimentarios observados en el tramo bajo del río Ebro para el periodo 2002-2004.

2. ÁREA DE ESTUDIO

Se considera tramo bajo del río Ebro el sector delimitado por los municipios de Sástago, situado aguas arriba de la presa de Mequinenza, y Móra d’Ebre, situado

204

28 km aguas abajo de la presa de Flix (Figura 1). La pendiente media del tramo es de 8,5x10-4 y la anchura del cauce oscila entre 50 y 160 m. Aguas abajo de Sástago se encuentra el complejo de embalses más grande de la cuenca formado por las presas de Mequinenza (operativa desde 1966 y con una capacidad de 1,534 hm3), Riba-roja (1969, 207 hm3) y Flix (1948, 11 hm3) (Figura 1). La magnitud de las crecidas frecuentes (i.e. crecidas de entre 2 y 25 años de periodo de recurrencia) se ha reducido un 25% en el tramo aguas abajo de Flix (Batalla et al., 2004). El principal afluente aguas abajo de la presa de Flix es el río Siurana. Se trata de un curso fuertemente regulado y en el que se llevan a cabo extracciones de áridos, por lo que su papel desde el punto de vista hidrosedimentario es insignificante.

0 40 km N

Tortosa Ebro

Cinca

Sátago Presa de Riba-roja

Presa de Mequinenza

Móra d’Ebre

Presa de Flix

Zaragoza (A011)

Segre

(A163)

Mar Mediterráneo

Ebro

Aguasvivas

Martín

Guadalope

Mat

arra

nya

Siurana

Amposta

Fig. 1. El tramo bajo del río Ebro. Localización de las presas, principales tributarios, estación de aforos deZaragoza (A011) y Ascó (A163), y las secciones de

muestreo de sedimentos de aguas arriba de los embases: Sástago y aguas abajo: Móra d’Ebre.

3. MÉTODOS

Hydrolog a y transporte de sedimentos

Para la caracterización hidrológica del periodo de estudio se han utilizado datos oficiales de las estaciones de aforo de Zaragoza (A011) y de Ascó (A163). Los datos de caudales en las estaciones de aforo se han transitado hasta las secciones de muestreo mediante el

método de Muskingum y corroborados mediante mediciones directas de campo (ver ubicación secciones en Figura 1). El muestreo del transporte de sedimentos se ha realizado en las secciones de control de Sástago y Móra d’Ebre (Figura 1). Para ello se han utilizado muestreadores Helley-Smith para la carga de fondo (más detalles en Vericat et al., 2006a), y de integración en profundidad tipo US-DH para el sedimento en suspensión (Figura 2) El transporte anual de carga de fondo y de sedimentos en suspensión para los años de estudio se ha calculado con las relaciones estadísticas entre caudal y carga, y mediante la aplicación del método de la Curva de Frecuencia de Caudales (Walling, 1984).

Dinámica morfosedimentaria 3.2.a Dinámica erosiva y sedimentaria Se han seleccionado un total de 8 secciones de control (i.e. barras activas) entre la presa de Flix y la sección de muestreo de Móra d’Ebre. En cada una de las secciones se han instalado dos cadenas de erosión, trazadores, y se ha realizado un perfil topográfico transversal anualmente. De la misma forma, las secciones han sido caracterizadas granulométricamente (i.e. material superficial y subsuperficial; más detalles en Vericat et al. 2006b). 3.2.b Cambios morfológicos Los cambios morfológicos aguas abajo de la presa de Flix se han estudiado mediante el análisis de fotografías aéreas para el periodo 1927-2002. Las fotografías han sido digitalizadas y georectificadas, y posteriormente analizadas mediante paquetes informáticos de SIG y de proceso de imágenes. En ellas se ha identificado y cartografiado el cauce del río, las barras y la cobertura arbustiva y arbórea (más detalles en Batalla et al., 2006).


205

Fig. 2. Muestreador Helley-Smith de 152 mm de obertura de boca (izquierda) y muestreador DH-74

de un litro de capacidad (Fotos: D Vericat).

4. RESULTADOS

Las características hidrológicas durante los años de estudio han sido diferentes entre ellas pero ambas representativas del régimen de caudales post-embalses (1970-2005). El año hidrológico 2002-2003 se caracterizó por crecidas de alta magnitud (i.e. entorno los 2500 m3/s) y reducida frecuencia (i.e. crecidas con periodos de retorno entorno los 10 años), mientras que durante el año 2003-2004 las crecidas registradas fueron de baja magnitud (i.e. entorno los 1000 m3/s) y elevada frecuencia (i.e. crecidas anuales; ver Vericat y Batalla, 2006 para más detalles). La carga total de sedimentos transportada aguas abajo de las presas es claramente inferior a la transportada aguas arriba. (Tabla I). Durante el periodo 2002-2004 circularon por la sección de Sástago un total de 3,28×106

t de sedimentos, mientras que en Móra d’Ebre el transporte fue de 0,91×106 t. La mayoría de los sedimentos transportados aguas arriba de los embalses lo son en suspensión, mientras que hasta la mitad de la carga total puede ser transportada como carga de fondo aguas abajo de las presas (ver subíndices en la Tabla I). Los análisis granulométricos, de movilidad, y topográficos en las 8 secciones de control aguas abajo de Flix indican que, en ausencia de sedimento, la dinámica morfosedimentaria actual en el tramo bajo del río Ebro está únicamente controlada por la magnitud de las crecidas. Durante las crecidas de alta magnitud de 2002-2003 el flujo

tuvo suficiente competencia para la rotura de la coraza superficial. De esta forma, el resultado fue una incisión media del tramo Flix-Móra d’Ebre de 60 mm (Vericat et al., 2006b). La rotura de la coraza incrementó de manera notable la disponibilidad de material y, de la misma forma, el papel de la carga de fondo en la carga anual (Tabla I). En 2003-2004 la baja magnitud de las crecidas facilito el incrementó del acorazamiento del lecho del río y, consecuentemente, el peso de la carga de fondo en el total de la carga anual disminuyo (Tabla I). TABLA I. CARGA TOTAL ANUAL EN EL TRAMO BAJO DEL RÍO EBRO PARA EL PERIODO 2002-2004 (más detalles Vericat y

Batalla, 2006).

(x / y) x: porcentaje de sedimentos en suspensión en relación a la carga total; y: porcentaje de carga de fondo en relación a la carga total

Mediante el análisis histórico de las fotografías aéreas se observa como el tramo bajo del río Ebro ha sufrido importantes cambios morfológicos relacionados directamente con la disminución de la transferencia de sedimentos y la reducción de la magnitud y frecuencia de las crecidas. De entre ellos destacan: a) la perdida de áreas activas fuente de sedimentos, b) disminución de la anchura del cauce, y c) colonización y estabilización de barras mediante la intrusión de vegetación arbustiva y arbórea (para más detalles ver Batalla et al., 2006).

5. DISCUSIÓN

Considerando los valores obtenidos en el presente estudio como representativos del régimen de caudales contemporáneo, aguas abajo de la presa de Flix el río Ebro transporta un 2% de la carga anual transportada a finales del siglo XIX (Gorría, 1877) y el 3% de la

Carga total (t)

Sastago (aguas arriba Mequinenza)

Móra d’Ebre (aguas abajo

Flix)

2002-2003 2.312.300 (99 / 1)

536.580 (48 / 52)

2003-2004 972.355 (99,8 / 0,002)

371.500 (79 / 21)

206

estimada a principios del siglo XX (Bayerri, 1934-1935; Nelson, 1990). Los valores obtenidos en este trabajo confirman el importante déficit de sedimentos en el que el tramo bajo del Ebro está sometido. Los valores son similares a los obtenidos por Sanz et al. (1999) sin considerar la carga de fondo y cuatro veces superiores a los estimados por Guillén y Palanques (1992) a partir de mediciones en la llanura deltaica. Los embalses también modifican el patrón de transporte de sedimentos. El transporte de carga de fondo aguas arriba de los embalses es prácticamente insignificante mientras que aguas abajo puede alcanzar valores de alrededor la mitad de la carga total transportada. El papel de la carga de fondo en el total de la carga anual y la dinámica erosiva del lecho del río aguas abajo de los embalses están directamente relacionados con la magnitud de las crecidas. La relación entre los ríos y sus presas es compleja y evoluciona, y sus efectos últimos son aun desconocidos. La regulación y desregulación fluvial plantean retos científicos y de gestión importantes para el siglo XXI. En este contexto, cabe citar que aun son escasos los estudios disponibles sobre transporte de sedimentos en grandes ríos regulados. A pesar de ello, grandes ríos regulados requieren programas de restauración fluvial que permitan minimizar los efectos de las presas sobre el funcionamiento del ecosistema fluvial de aguas debajo de éstas. En el río Ebro se trabaja en este sentido desde el año 2002 mediante el diseño y ejecución regular de crecidas de mantenimiento.

Agradecimientos Esta investigación se ha realizado en el marco del proyecto REN2001-0840-C02-01/HID. El primer autor disfrutó de una beca del MECD. La Confederación Hidrográfica del Ebro suministró los datos hidrológicos. El Ayuntamiento de Móra d’Ebre proporcionó ayuda logística y Albert Rovira colaboró en el trabajo de campo y de laboratorio.

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Williams, G.P. y Wolman, M.G. (1984): Downstream Effects of Dams on Alluvial Rivers. US Geological Survey Professional Paper 1986.


207

Dinámica fluvial en el tramo bajo el Ebro (II): Crecidas de mantenimiento

R.J. Batalla (1,2), D. Vericat (3), C.M. Gómez (4), A. Palau (5,1)

(1) Departamento de Medio Ambiente y Ciencias del Suelo. Universidad de Lleida. [email protected] (2) Área de Hidrología, Centro Tecnológico Forestal de Catalunya (3) Centre for Catchment and Coast Research, Institute of Geography and Earth Sciences, Aberystwyth University (4) Departamento de Fundamentos de Economía e Historia Económica, Universidad de Alcalá (5) Dirección de Medio Ambiente y Desarrollo Sostenible, ENDESA

Abstract Fluvial Dynamics during Flushing Flows in the River Ebro. Implications for Management of Regulated Rivers Flushing flows have been implemented in the lower Ebro since 2003, with the main purpose of removing excess macrophytes. This work presents a summary of the hydrology and sediment transport of such experimental releases. It also discusses associated riverbed changes. Flushing flows show higher transport capacity than natural floods despite the lower magnitude and duration. Their effectiveness (i.e. rate of macrophyte removal) reaches 95% in areas close to the dams, but decreases downstream. In addition, and despite structural limitations, flushing flows have the potential to entrain and transport sediment and careful management of these releases may play an important role in enhancing physical habitat. The Ebro case study shows that experimental releases are compatible with HEP production, and may result in a positive trade-off due to reduced clogging of water intakes. Flushing flows are an important instrument of river management, but one which must be employed as part of a spectrum of approaches to enhance river physical conditions.

Palabras clave: crecidas mantenimiento, presas, restauración fluvial, río Ebro Key words: flushing flows, dams, river restoration, River Ebro

1. INTRODUCCIÓN

Las riadas son un elemento fundamental en el mantenimiento funcional de los ecosistemas fluviales. Las presas regulan el caudal de los ríos y normalmente hacen que la frecuencia y magnitud de las riadas disminuya aguas abajo. Esta disminución también comporta una reducción en la capacidad de transporte de sedimentos. En estas condiciones el cauce experimenta procesos como erosión y acorazamiento con efectos adversos sobre el hábitat. Situaciones de permanencia de caudales bajos con aguas tranquilas, altas temperaturas, alto contenido de nutrientes derivados de la agricultura y tratamientos incompletos de depuración de aguas residuales, y bajas concentraciones de sedimento pueden

además favorecer el crecimiento desmesurado de macrófitos; este fenómeno aumenta la carga de materia orgánica acumulada en el ecosistema, modifica la dinámica del oxígeno disuelto y altera el hábitat físico de muchas especies acuáticas, entre otros efectos. En el caso del Ebro el exceso de macrófitos ocasiona, además, problemas a las tomas de agua de riego, a las de la central hidroeléctrica de Flix y a las de la central nuclear de Ascó. También se ha relacionado la proliferación de macrófitos con la plaga de mosca negra que afecta a la poblaciones del bajo Ebro y el bajo Segre desde hace algunos veranos. Si se dispone de agua suficiente en los embalses se pueden llevar a cabo crecidas de mantenimiento de manera regular para mitigar algunos de los

208

citados impactos, contribuyendo de esta manera a mejorar la capacidad autodepuradora propia del río, a disminuir la densidad de macrófitos y a regenerar parcialmente su régimen de caudales, aspecto de gran importancia para el sistema fluvial y ripario. Hasta hace poco se ha dedicado mucha atención al establecimiento de caudales mínimos para los ríos regulados; actualmente, en la línea de lo que marca la Directiva Marco del Agua de la Unión Europea y en consonancia con las prácticas de los países más adelantados en restauración fluvial, se pide cada vez más el diseño y realización de programas de crecidas de mantenimiento específicas para ríos regulados. Los beneficios socio- económicos de dichas prácticas de restauración fluvial se derivan del ahorro de costes de prevención de plagas, de la mayor productividad de las infraestructuras, de la reducción de riesgos y de la mejora en el hábitat natural. Por su parte, los costes de oportunidad de las crecidas de mantenimiento consisten en pérdidas de producción en los usos económicos del agua derivada hacia la restauración fluvial, sobretodo usos hidroeléctricos.

Las crecidas naturales en el tramo bajo del Ebro se han reducido un 25% a lo largo del siglo XX (Batalla et. al., 2004). En este contexto se están llevando a cabo crecidas de mantenimiento desde el año 2002 con el objetivo básico de movilizar los macrófitos y devolver al río parte de su variabilidad natural. Se trata de experiencias pioneras en el país que han permitido estudiar aspectos de la dinámica del río, sobre todo en relación al transporte de sedimentos y a la morfología del cauce, hasta ahora desconocidos. Desde una perspectiva de gestión, el programa de crecidas del Ebro ha abierto una positiva línea de

colaboración entre el mundo científico (universidad), empresarial (compañía hidroeléctrica), e institucional (administración hidráulica) que, en base a reconocer los impactos de los embalses sobre el río y al mismo tiempo su papel fundamental en la producción energética vital para el desarrollo socioeconómico del país, trabajan conjuntamente para la restauración del funcionamiento de sistemas fluviales.


En el Ebro se han identificado siete especies de macrófitos, siendo las más abundantes Ceratophyllum demersum y Potamogeton 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. Las crecidas se diseñan para poner en movimiento fracciones características del material del cauce (tamaño de partícula, gravas) hecho que, consecuentemente, comporta la movilización de los macrófitos arraigados. En base a información de campo y ecuaciones de inicio de movimiento se calcula la tensión media que el caudal debe ejercer sobre el cauce para poner en movimiento los materiales. El diseño de las crecidas de mantenimiento está limitado por una serie de factores como son el funcionamiento de la presa y la disponibilidad de agua en el embalse de Ribarroja, y el riesgo de inundación de los pueblos ribereños. La figura 1 presenta un ejemplo de crecida de mantenimiento (noviembre de 2003). Se han realizado un total de cinco crecidas de mantenimiento desde entonces. El equipo de Geomorfología Fluvial de la Universidad de Lleida realiza trabajos previos a cada riada para determinar el grado de recubrimiento de macrófitos y las características granulométricas del material del cauce.


209

Figura 1. Hidrograma y sedimentograma de la crecida de noviembre de 2003 del río Ebro en Móra d’Ebre (modificado de Batalla et al., 2006). Helley-Smith para muestreo de carga de fondo que permite ver macrófitos

arrancados del lecho durante la misma crecida (Foto: RJ Batalla)

El trabajo se lleva a cabo en siete secciones de control que van desde el meandro de Flix hasta Mora d’Ebre. Durante las crecidas se muestrea el transporte de sedimentos en la sección de control de Mora d’Ebre.Se obtienen muestras de sedimento en suspensión y carga de fondo que permiten conocer la respuesta del lecho a crecidas de mantenimiento y establecer las diferencias con las crecidas naturales (Vericat y Batalla, 2006). La figura 1 muestra la evolución del transporte de sedimento también durante la crecida de noviembre de 2003. Los principales resultados de aquella crecida se recogen en la tabla I.

TABLA I. CAUDAL MEDIO Y TRANSPORTE DE SEDIMENTOS

DURANTE LA CRECIDA DE NOVIEMBRE DE 2003 EN MÓRA D’EBRE (MODIFICADO DE BATALLA et al., 2006).

Qa Cssb ib

c D50-ibd

(m3/s) (mg/l) (g/sm) (mm) 1r pico 987 59,9 45,5 16,6 2º pico 1111 37,6 123,0 18,3 Total 1022 52,3 73 17,2

a Caudal estimado en la sección de Móra d’Ebre b Concentración media sedimento suspensión c Tasa media de carga de fondo d Diámetro medio de la carga de fondo

Las crecidas de mantenimiento tienen caudales punta (e.g 1350 m3/s) con periodos de retorno más bajos (Q1,5-

2años) que algunas de las crecidas naturales ocurridas durante el periodo de estudio (e.g. <2000 m3/s, Q8años). Pese a esto muestran una alta capacidad de transporte de sedimento, llegando a tasas de 70 kg/s de material en suspensión, diez veces más que los valores obtenidos durante crecidas naturales. La mayor capacidad de transporte de sedimento de las crecidas de mantenimiento se puede relacionar con la rapidez de subida del hidrograma, hecho que comporta un mayor gasto de energía del caudal sobre el cauce, favoreciendo de esta manera el arranque y movilización de los materiales y los macrófitos arraigados. A pesar de todo, las crecidas causan incisión del lecho del río y, en ocasiones, acorazamiento, hecho que se debe tener en cuenta en el re-diseño de nuevos hidrogramas. Los efectos de las crecidas sobre la remoción de macrófitos varía con la distancia a las presas, con tasas que llegan al 100%, en el meandro del Flix, hasta tasas muy inferiores (<50%) aguas abajo.

16:0017:30

19:0020:30

22:0023:30

1:002:30

4:005:00

6:308:00

Hora (inicio 24/11/2003, intervalos de 30 minutos)

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

1600

Ca

ud

al (

m3/s

)

0

20

40

60

80

100

120

Co

nce

ntr

aci

ón

se

dim

en

tos

susp

en

sió

n (

mg

/l)

Sedimentos en suspensión Caudal

210

3. CONCLUSIONES

Las crecidas artificiales constituyen una herramienta eficaz de gestión y restauración fluvial. En el río Ebro se está llevando a cabo un programa desde 2003 con resultados positivos en cuanto a la remoción de macrófitos, aunque desiguales en el tiempo y en el espacio. Hasta el momento, debido a su poca magnitud estas crecidas actúan más como complemento de las riadas naturales que como herramienta completa de recuperación de la funcionalidad del ecosistema. Algunos efectos adversos como la incisión y el acorazamiento persistirán si no se re-diseñan y se implementan en estrecha relación con la magnitud y frecuencia de ocurrencia de las crecidas naturales.

Pese a la complejidad del proceso, la carencia de datos de alta resolución sobre transporte de sedimentos y las limitaciones en el diseño de hidrogramas, las crecidas han mostrado un alto potencial para el transporte de sedimentos. Este hecho puede ayudar al diseño de nuevas medidas de renaturalización del río como son la inyección de gravas para la mejora del hábitat. Las crecidas se han demostrado compatibles con el aprovechamiento hidroeléctrico de embalses y contribuyen además, 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.

Estas crecidas deberían se evaluadas y rediseñadas periódicamente para incrementar su efectividad i.e. caudal y volumen, pico, etc. Asimismo, se deberían gestionar de manera conjunta con otras alternativas como la extracción mecánica de macrófitos y la

reapertura de canales secundarios en el cauce, actualmente abandonados, para reducir la erosión y recrear áreas húmedas. De esta manera se podrían convertir en herramientas centrales de los programas de restauración de grandes ríos regulados como el Ebro en el marco de una gestión integral y más avanzada de los recursos hídricos y los ecosistemas asociados.

Agradecimientos Este trabajo se ha llevado a cabo en el marco de los proyectos de investigación RENO2001-0840-C02-0, CGL2005 -06989-C02-02/, CGL2006-11679-C02-01, del Ministerio de Educación y Ciencia. La Confederación Hidrográfica del Ebro y Endesa Generación SA han proporcionado los datos hidrológicos.

REFERENCIAS Batalla, R.J., Kondolf, G.M., Gomez, C.M.,

(2004). Reservoir-induced hydrological changes in the Ebro River basin, NE Spain. Journal of Hydrology, 290, 117–136

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


211

La movilidad de los cauces en los ríos del NO Peninsular

E. Fernández Iglesias (1) y M. Fernández García (1)

(1) Instituto de Recursos Naturales y Ordenación del Territorio (INDUROT), Universidad de Oviedo. Campus de Mieres, C/ Gonzalo Gutiérrez Quirós s/n, 33600-Mieres, Asturias. [email protected]

Abstract Channel mobility in rivers of the NW Iberian Peninsula. Rivers are very dynamic systems that undergo changes by either natural or human origin through their evolution. In this paper, changes that have taken place during the last 50 years in 82 km of previously selected Cantabrian rivers are analysed. These changes have been classified depending on the variation of the river channel width and of its course in order to detect a possible relation between the river channel mobility and the flood frequency of the adjacent floodplains. This analysis indicates that river channels in higher flood-frequency floodplains show more variability than those in floodplains exceptionally affected by floods. Moreover, the dominant change in all sections is related to a trend toward river channel incision, evolution that is much more clear in the Narcea river, the only one out of 13 analysed reaches that is affected by a dam.

Palabras clave: movilidad del cauce, llanura aluvial, inundabilidad, impacto humano Key words: river channel mobility, floodplain, flooding, human impact

1. INTRODUCCIÓN

Los sistemas fluviales son ambientes muy dinámicos que sufren rápidos cambios en el tiempo, inducidos tanto por causas naturales como artificiales. En las últimas décadas han proliferado los trabajos centrados en desequilibrios fluviales inducidos por la acción antrópica, sobre todo los relacionados con cambios en los usos del suelo, efectos de embalses, canalizaciones, ocupación masiva de las llanuras aluviales, etc. Diversos estudios evolutivos han sido abordados para definir las tendencias del cauce en la recuperación del equilibrio fluvial (Emerson, 1971; Schumm et al, 1984; Simon and Hupp, 1986; Simon; 1989), aludiendo a procesos de degradación, agradación, ensanchamientos y estrechamientos del canal en diferentes estadios, que permiten realizar predicciones de comportamientos futuros.

Sin embargo, y a pesar del amplio conocimiento de la variabilidad de los cauces, existe escasa documentación

que relacione dicha movilidad con el grado de encajamiento de los ríos en las llanuras aluviales adyacentes, aspecto a su vez relacionado con la probabilidad de desbordamiento o inundabilidad. Cabe esperar que la movilidad de los cauces esté relacionada, entre otros factores, con la envergadura de sus orillas, de modo que a mayor sea la relación anchura/profundidad, mayor sea la probabilidad de producirse una erosión lateral.

En la última década los estudios de inundabilidad se han incrementado notablemente en España en relación con diferentes necesidades de gestión de los espacios inundables, destacando la Directriz Básica de Planificación de Protección Civil ante el Riesgo de Inundaciones (1995) o la delimitación del Dominio Público Hidráulico establecido en la Ley de Aguas. Más recientemente, el Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables (SNCZI), incorporado en el Real Decreto 9/2008, de 11 de enero, así como la Directiva Europea de Inundaciones (Directiva 2007/60/EC, 23

212

Octubre 2007), permitirán que, en un plazo breve, se disponga de una completa cartografía de peligrosidad para todo el territorio nacional. En el caso de Asturias, Protección Civil dispone de un estudio de la peligrosidad de inundaciones a escala 1:5000.

En el presente trabajo se persigue, por un lado, analizar la relación entre los cambios acaecidos en las últimas décadas en diferentes tramos de cauce asturianos con la categoría de inundabilidad de las llanuras aluviales adyacentes, al objeto de valorar posibles relaciones y obtener un nuevo indicador de utilidad a la hora de estimar previsibles comportamientos futuros en la posición del cauce. Por otro lado, se realizará una estimación preliminar entre el tipo de cambio detectado con las posibles causas responsables del mismo.

2. METODOLOGÍA

Se han seleccionado 13 tramos de cauces aluviales repartidos en diferentes cuencas hidrográficas de la región asturiana, abarcando una longitud de 82 km. La selección se ha centrado en tramos de cauce-llanura aluvial alejados de la influencia mareal, con un buen estado de conservación, orillas naturales y llanuras aluviales con baja o nula ocupación antrópica.

El estudio de inundabilidad disponible en Asturias diferencia 4 categorías de peligrosidad, denominadas muy frecuente (MF), frecuente (F), ocasional(O) y excepcional (E), asimilables a periodos de recurrencia de 10, 50, 100 y 500 años respectivamente. Aunque los tramos seleccionados abarcan cada una de estas tipologías, la mayor parte corresponde a cauces que discurren en la categoría muy frecuente(56 km) debido a la escasez de tramos

bien conservados que presenten menor inundabilidad.

Una vez seleccionados los tramos se ha realizado en cada uno de ellos un análisis comparativo de fotografías aéreas del año 1956-57 a escala 1:33 000 con el vuelo SigPac del año 2003 a escala 1:15 000. De esta forma se identifican los cambios que han tenido lugar en dicho período. Las modificaciones analizadas están relacionadas con variaciones en el ancho del canal (estrechamientos o ensanchamientos), variaciones en el sinuosidad (tendencia hacia la rectificación o hacia la meandrificación) y con variaciones en el número de canales (concentraciones de flujo hacia un solo canal o ramificaciones hacia varios canales).

Hay que tener en cuenta que es habitual que varios de los cambios mencionados se produzcan simultáneamente, siendo la agrupación más repetida la de rectificación, estrechamiento y concentración de flujo, procesos comúnmente asociados a una tendencia hacia el encajamiento del cauce.

3. ÁREA DE ESTUDIO

Los ríos del NO de España presentan unas características netamente diferentes del resto de cauces que caracterizan a la península. Debido al importante aporte de aguas de lluvia, con valores medios anuales en torno a 1400 l/m2, a la reducida extensión de las cuencas fluviales y al importante desnivel que tienen que salvar en recorridos muy cortos (cabeceras ubicadas a alturas de hasta 2500 m y distancia al mar en línea recta de unos 60 km), son cauces relativamente caudalosos con gran capacidad erosiva.

La red hidrográfica del NO peninsular está dominada por cauces que discurren


213

sobre sustrato rocoso, desarrollando llanuras aluviales en los tramos bajos de la red en un 5% de la longitud total. Debido a la orografía abrupta de este ámbito, existe una intensa demanda antrópica de estas planicies que ha alterado notablemente las características naturales de la zona inundable.

Por estos motivos, la selección de tramos aluviales que permitan detectar la movilidad de los cauces, sin interferencias antrópicas significativas, se ha centrado en los sectores mejor conservados de la región, ligados a los ríos Deva, Sella, Narcea, Esva, Trubia y Cubia, incorporando algunos tramos mejor conservados de la zona centro oriental de Asturias (Tabla 1). Salvo el tramo del Medio Narcea, que presenta un embalse aguas arriba, el resto son tramos cuyas cabeceras no muestran alteraciones artificiales significativas.

TABLA I. CUENCA HIDROGRÁFICA/ NOMBRE DEL RÍO/INUNDABILIDAD Y

SUPERFICIE DE LA CUENCA

Cuenca/Río/Inundabilidad Superficie

cuenca (km2)Cares-Deva/ Deva/MF 613 Costa Oriental/ S. Miguel/F 28 Alto Sella/ Sella/O 430 Bajo Sella/ Sella/MF 1231 Costa Oriental/ Vega/O 10 Trubia/ Trubia-Páramo/F 136-115 Cubia/ Cubia/E 130 Narcea Medio/ Narcea/MF 1850 Narcea Alto/ Del Coto/O 97 Esva/ Esva/MF 465 Esva/Navelgas-Naraval/E 50-22

4. RESULTADOS

En el presente trabajo se han estudiado los cambios acaecidos en el periodo 1956-2003 en 13 tramos de cauces asturianos que discurren entre llanuras aluviales con diferentes categorías de inundabilidad, unos 82 km de longitud con valores medios de 6 km cada uno. El análisis muestra que en un 22% de la longitud total analizada se han

producido cambios significativos en el cauce. Concretamente dichos cambios se han concentrado en un 99.4% en ríos que discurren en llanuras aluviales con muy alta inundabilidad (muy frecuente,T=10 años) y el 0.6% restante en cauces ligados a llanuras con inundabilidad frecuente (T=50 años). En los cauces que discurren en vegas con baja inundabilidad no se han detectado cambios morfológicos en el cauce durante los últimos 50 años, observándose una relación entre estabilidad del cauce e inundabilidad de las márgenes.

Respecto a los tipos de cambios que se han producido con respecto a la longitud analizada, las variaciones en el ancho del canal son de un 1.9% para ensanchamientos y un 4.2% para estrechamientos. Las rectificaciones abarcan un 4.5% y la meandrificación un 7.6%, mientras que en la evolución del número de canales domina la tendencia hacia un solo cauce principal (5.9%) frente a la ramificación en varios (2.5%). La meandrificación y el estrechamiento se han superpuesto en algunos sectores del río Narcea. En el caso de la envergadura del desplazamiento, los valores medios y máximos suelen ser el doble y el triple de la anchura del cauce respectivamente, salvo en el río Narcea donde los cambios máximos llegan a cuadriplicar la anchura del canal.

El 47% de los cambios analizados se han producido en el tramo medio del río Narcea, englobando la mayor parte de las rectificaciones, estrechamientos y evoluciones hacia un solo canal, cambios que evidencian una tendencia del cauce hacia el encajamiento (Fig. 1). Este tramo es el único de los 13 analizados que presenta un embalse aguas arriba (presa de la Barca con 34 Hm3 de capacidad), repercutiendo en una aceleración e intensificación de la

214

inestabilidad del canal. Este aspecto ya ha sido mencionado en otros trabajos, donde también se alude a la participación de varias canalizaciones dispersas en la zona (Fernández et al.,2006).

El resto de cambios se distribuyen en el bajo Sella, Esva y Deva con valores de 18.7%, 19.3% y 12.6% respectivamente, con proporciones mucho menores en el resto de tramos analizados. El tipo de cambio representado es muy variable, aunque es en estos 3 ríos donde se concentran los ensanchamientos y el aumento en el número de canales. Debido a la irregularidad evolutiva detectada no se ha identificado una causa clara, pudiendo repercutir tanto agentes locales (canalizaciones) como otros a escala de cuenca (avenidas, usos del suelo).

5. CONCLUSIONES

Se han analizado los cambios ocurridos en la posición de 82 km de cauce durante el periodo 1957-2003. Dicha longitud está repartida en 13 tramos que discurren entre llanuras aluviales con diferente grado de inundabilidad. Se han detectado movimientos en la posición y características del cauce en un 22% del total analizado, concentrados casi en su totalidad en aquellos tramos de cauce que discurren entre llanuras aluviales con alta inundabilidad (T=10 años). Por estos motivos, la inundabilidad de las

márgenes representa un criterio complementario a la hora de determinar cuales son los tramos de cauce más susceptibles de sufrir un desequilibrio.

El análisis realizado también ha permitido detectar el efecto de los embalses en los tramos de cauce ubicados aguas abajo, al observarse como el río Narcea no sólo acapara la mayor parte de los cambios, la mayoría tendentes hacia la incisión, sino que también son los de mayor envergadura.

REFERENCIAS

Emerson, J.W. (1971). Channelization: A case study. Science, 162, 325-326.

Fernández Iglesias, E.; Tirador Egocheaga, P.; Marquínez García, J. (2006). Impacto de las canalizaciones en el río Narcea (Asturias). En: Pérez Alberti, A. y López Bedoya, J. (Eds.): Geomorfología y territorio, Cursos e Congresos da Universidade de Santiago de Compostela, 171, 509-520.

Schum, S.A.; Harvey, M.D. and Watson, C.C. (1984). Incised Channels: Morphology Dynamics, and Control Water Resources Publication, Littleton, CO, 200 pp.

Simon, A. (1989). A model of channels response in diturbes alluvial channels. Earth Surface Processes and Landforms,14, 11-26.

Simon, A. and Hupp, C.R. (1986). Channel evolution in modified Tennesse channels. Proceeding, 4th Federal Interagency Sedimentation Conference,Las Vegas, Nevada, 2, 5-82.

Fig 1. Fotos comparativas de un tramo del río Narcea.


215

Configuración de la red fluvial en las Vegas del río Guadiana a partir de sus perfiles longitudinales

G. Garzón (1) y J.A. Ortega (1)

(1) Departamento de Geodinámica, Univ. Complutense de Madrid, c/ José Antonio Novais, 2. [email protected]

Abstract Guadiana´s River drainage network configuration on Las Vegas Tertiary basin (Badajoz) based on longitudinal profiles. Guadiana´s tributaries on the Las Vegas de Badajoz show large homogeneity, in spite of rivers diversity, with an exponential long profiles fitting. This fact supports the idea of an evolved river system as result of former streams integration and a fixed base level control of the basin.

Palabras clave: Perfiles longitudinales, Ajustes matemáticos, integración del drenaje, morfología fluvial Key words: Longitudinal profiles, mathematical fitting, drainage integration, fluvial morphology ,

1. INTRODUCCIÓN

Las Vegas del río Guadiana, en Badajoz, constituyen una cuenca Terciaria somera, estrecha y alargada, dividida en dos por el umbral Paleozoico de Mérida, las Vegas Altas y Bajas. La cuenca presenta una asimetría entre los ríos cortos que proceden del Norte de las suaves Sierras de Montanchez y San Pedro (estribaciones extremeñas de los Montes de Toledo) y los que provienen del Sur más largos, desarrollados fundamentalmente sobre la penillanura y alimentados por relieves aislados de Sierras en las estribaciones de Sierra Morena. En ninguno de los casos, los ríos se originan en gran altitud, si no en relieves que pueden considerarse residuales sobre la penillanura varisca. La extensión previa de la cuenca terciaria no es bien conocida, pero se supone que fuera más extensa que la actual, aunque también con escasas diferencias de relieve y en el centro su base (Fomación Lobón) presenta una profundidad de 50m bajo el lecho del río (Villalobos, 2005).

El borde norte tiene un claro control estructural E-O, lo que no implica necesariamente una actividad reciente de dichos accidentes, que se ven desplazados a veces por fallas N45ºE. Este límite de la cuenca está constituido por depósitos de raña de hasta 60m de potencia. En el borde Sur el límite sedimentario presenta una morfología irregular, más controlada por las alineaciones hercínicas y resultado del desmantelamiento del recubrimiento terciario sobre una superficie de rampa que desciende suavemente hacia el NNO y que define la pendiente de los ríos que fluyen en esa dirección.

2. CONFIGURACIÓN FLUVIAL

Puede establecerse una diferenciación entre los ríos de las Vegas Altas y las Bajas. En las Bajas, los ríos del sur muestran una jerarquización progresiva con un cambio de dirección de E-O hacia la Vega del Guadiana, dejando a veces alguna laguna residual como referente de esos cambios (Durán et al., 2006). Los ríos del norte, desarrollados básicamente sobre los materiales terciarios, son más irregulares pero

216

dentro de una disposición paralela, algunos por sobreimposición en el umbral de Mérida. En las Vegas Altas el panorama es más complejo. El borde norte ofrece una red en cola de caballo, que aunque discurre paralela en su mayor parte converge finalmente en una misma zona, poco antes del umbral paleozoico de Mérida. Dicha morfología debería indicar una pendiente regional alta como condicionante. De hecho, las confluencias de estos ríos con el Guadiana presentaban antes de su regulación zonas pantanosas con extensas inundaciones. En el borde sur, solo el más oriental de sus ríos, el Guadamez, fluye controlado por esa dirección, aunque se desarrolla también sobre la rampa NNO. Se produce, por tanto, una divergencia del curso del río Zújar que drena directamente hacia el Este, dejando entre medias la amplia llanura de la Serena sin ríos. Esto implica que el tramo alto del Zújar es una dirección de drenaje muy antigua y que la progresiva integración del flujo actual del Guadiana hacia el O, aún no ha conseguido capturarla.

3. MORFOESTRUCTURA

La morfología de las Vegas ofrece un manifiesto control estructural, con diferenciación en dos cubetas separadas por el umbral de Mérida, las Vegas Bajas de morfología rómbica y las Vegas Altas más elongadas. El limite O de las cubetas está definido por fallas N45E. En las Vegas Bajas por la falla de Plasencia-Mesejana y en las Altas por una alineación importante (Trujillo-Almendralejo) que también define al Sur el límite E de las Vegas Bajas. El Guadiana se adapta a este accidente formando un doble codo de carácter estructural (el falso meandro de Mérida). El río se encaja en el substrato controlado por dos grandes fallas. La

otra falla que configura el codo es la N 45º O, que presenta un hundimiento de 60 m que deja las Vegas Altas sobreelevadas y representado también en el mapa gravimétrico por el apretamiento de las isolineas (Moreno y Carvajal, 2003). Esta fractura coincide también con el trazado del río Matachel, y en el cruce de ambas fracturas se sitúa el balneario de aguas termales de Alange. En sus inmediaciones hay registrado un sismo de intensidad V (Arroyo de S. Serván). Moreno y Carvajal (2003) refieren una deformación alpina previa que compartimenta la superficie Paleógeno-Mioceno Inferior sobre la que se produce la sedimentación terciaria. La etapa neotectónica, aunque sin que llegue a desnivelar la superficie paleógena ni deformar los depósitos cuaternarios, no puede descartarse que ocasione pequeñas reactivaciones posteriores, pues condiciona y modifica la dinámica fluvial con asimetrías, elevación de bloques y basculamientos que inducen desplazamientos de terrazas y cauces

4. PERFILES LONGITUDINALES

Los perfiles longitudinales elaborados en los principales ríos de la cuenca sorprenden por su homogeneidad a pesar de todas las diferencias descritas entre los ríos (Fig.1). Se observa una red muy evolucionada sin apenas saltos en el perfil, en los que no quedan resaltados los tramos en roca frente a los aluviales, los controles estructurales descritos, ni los diferentes patrones de drenaje con tramos de alta sinuosidad y encajados. Esta homogeneidad se hace aún mas patente cuando se ajustan las líneas de tendencia matemática de los perfiles. Todos ellos ofrecen un ajuste exponencial muy alto (R2 entorno a 0.99), lo que en principio indica ríos que podrían considerarse maduros respecto a su nivel del base, en el


217

sentido de una disminución progresiva, pero lenta de la carga y de su diámetro tal y como seria esperable de ríos mas evolucionados (Snow y Slingerland, 1987; Morris y Williams, 1999; Garzón y Ortega, 2008).

120

220

320

420

30 60 90 120

Longitud km

Alt

ura

m

Limonetes R2 = 0.99

Guadiana

Rivillas R2 = 0.98

Entrín R2 = 0.98

Valdegrana

A

150

250

350

450

550

160 260 360 460 560

Longitud desde desembocadura (km)

Alt

itu

d (

m)

GuadianaMatachelGuadalmezZujar

R2 = 0.99

R2 = 0.99R2 = 0.99

R2 = 0.99

B

100

200

300

400

500

600

180 280 380 480 580

Longitud desde desembocadura (km)

Alt

itu

d (

m)

GuadianaCaiaLácaraBúrdaloRuecasGargáligasGévora

R2 = 0.99

R2 = 0.99

R2 = 0.94

R2 = 0.99

c

Fig. 1. Perfiles longitudinales de los afluentes del Guadiana en las Vegas. A) Vegas Bajas margen

derecha. B) Vegas Altas margen derecha. C) Margen derecha ( R2 indicativo de ajuste de línea de

tendencia del perfil)

El perfil del río Guadiana, sin embargo, sufre un cambio en su ajuste de ser considerado solo dentro de la cuenca terciaria o cuando entra ya en su encajamiento en el substrato en donde adquiere una morfología convexa (Fig.1C) con un ajuste potencial, que tendría que justificarse por el incremento de la pendiente en el tramo en roca (Garzón y Ortega, 2008).

Todo ello nos lleva a concluir que se trata en conjunto de una red muy evolucionada, con un intenso retrabajamiento de sus cauces que han sido capaces de eliminar los controles externos de la red. Este hecho que podría explicarse para la mayoría de los cauces como resultado de una avanzada jeraquización dentro de la cuenca terciaria hacia el Guadiana, resulta más sorprendente al observarlo en el tramo alto del Zújar, que presenta la misma tendencia a pesar de tratarse de un río de alta sinuosidad encajado en el pedimento y que fluye en dirección contraria a la resto de la red.

5. PATRÓN DE DRENAJE

Otro aspecto a resaltar es el patrón de drenaje del Guadiana en las Vegas y que ha sido definido por los diferentes autores como anastomosado, trenzado o meandriforme. Se trata de un sistema formado por canales múltiples que divergen y vuelven a unirse y que a veces son meandriformes pero otros son rectos. Un término que seria apropiado seria el de cauce “anabranching” que consiste en canales múltiples separados por islas semipermanentes vegetadas. Los canales son más estrechos y profundos que si fueran un solo canal para ese mismo caudal. Con ello aumentan su velocidad, cuando es difícil aumentar la pendiente pues presentan en proporción secciones hidráulicas más eficientes para altas cargas y caudales, aunque aumente algo la rugosidad.

6. CONCLUSIONES

A pesar del control estructural que denota la cuenca y la red del Guadiana, los resultados de los perfiles fluviales, demuestran una alta madurez evolutiva. Para explicarlo, es importante no solo la falta de relieves si no los umbrales en roca que se presentan en Mérida y

218

Badajoz a la salida de las dos cubetas. Esto explica también el encajamiento relativamente escaso del río respecto a sus terrazas (entorno a 50 m) y la definición poco clara entre los aluvionamientos del río principal y sus afluentes. Esto último se hace sensible especialmente en las Vegas Altas, en donde los ríos fluyen en paralelo hasta converger en un punto. Por otra parte, la poca pendiente de la cuenca condicionada por los umbrales del zócalo, determina en el Guadiana un patrón de múltiples canales indicando la dificultad para evacuar cargas altas y justificando su alta inundabilidad en avenidas. Pese a la aparente poca actividad tectónica de la cuenca, el control estructural resulta evidente debido posiblemente a la poca potencia de los materiales de cobertera que reflejan en superficie los umbrales del zócalo. Todos estos datos sustentan la consideración del río Guadiana como el más antiguo de los grandes ríos peninsulares, idea expresada ya por Hernández Pacheco, E. (1928) y Hernández Pacheco, F (1955). La integración de la red se produciría por convergencia de cauces preexistentes a favor de surcos desarrollados sobre la penillanura en reflejo de grandes ondulaciones corticales que servirían de vehiculo para la orientación del flujo hacia el O antes de la captura del Guadiana hacia el sur (Garzón, 2005; Garrote y Garzón, 2007). La futura aplicación en los perfiles de otros índices morfométricos tales como concavidad, sinuosidad, índices de gradiente junto con la relación de anchura de valles y asimetría, permitirá precisar más sobre estos resultados previos y la interpretación evolutiva de la red. Agradecimientos Proyectos BTE2003-04572 y CGL2004-033049 ( MCYT) y 910391 (UCM).

REFERENCIAS

Durán, J.J.; Garzón, G.; García de Domingo, A;.Muñoz, P; Ortega, J. A. y Soria , J. M (2006). Génesis y evolución de lagunas endorreicas en superficies colgadas por abandono y degradación de una red de drenaje previa: el caso de la Albuera, Badajoz. Geogaceta. 38, 255-258.

Garzón, G. (2005). Geomorfología y paisaje extremeño. En: Muñoz Barco y Martínez-Flores (Eds.). Patrimonio Geológico de Extremadura. Junta de Extremadura, 35-70.

Garrote, J. y Garzón, G. (2007). Diseño morfoestructural de los grandes ríos ibéricos y su significado evolutivo a partir de la generación de superficies polinómicas del relieve En: J. Lario y P. Silva (Eds). Contribuciones al estudio del periodo cuaternario.. Ávila, 23-24.

Garzón, G. y Ortega, J.A. (2008). Morfología de perfiles de ríos en roca. Control tectónico y significado evolutivo en el Bajo Guadiana. Geogaceta (en prensa).

Hernández Pacheco, E. (1928). Los cinco ríos principales de España y sus terrazas. Trabajos del Museo Nacional de Ciencias Naturales. Serie Geol., 36.

Hernández Pacheco, F. (1955). Rasgos y peculiaridades fisiográficas de los ríos Guadalquivir y Guadiana. Boletín de la Real Academia de Córdoba de Ciencias. Año XXVI, 75, 160-188.

Moreno; F y Carvajal, A. (2003). Leyenda del Mapa Geologico 1:50.000. Hoja Mérida. Neotectónica y Sismotectónica. IGME, 25-29.

Morris, P.H. y Williams, D.J. (1999). Worldwide correlations for subaerial aqueous flows with exponential longitudinal profiles. Earth Surface Processes and Landforms, 24, 867-879.

Snow, R.S. y Slingerland, R.L. (1987). Mathematical modeling of graded river profiles. Journal of Geology, 95, 15-33.

Villalobos, M. (2005). El Terciario de Tierra de Barros. En: Muñoz Barco y Martínez-Flores (Eds.). Patrimonio Geológico de Extremadura. Junta de Extremadura, 35-70.


219

Caracterización morfométrica de la cuenca del río Pudio (El Aljarafe, Sevilla). Análisis comparado

de los últimos cincuenta años (1956-2006)

A. Lama (1), C. Borja (2) y F. Díaz del Olmo (2)

(1) A.T. Clave. C/Progreso, 5. 41013-Sevilla. [email protected](2) Departamento de Geografía Física y A.G.R. Universidad de Sevilla. C/ María de Padilla s/n. 41004-Sevilla

Abstract Morphometric caracterization of Pudio River basin (El Aljarafe, Sevilla). Compared analysis during the last fifty years (1956-2006). We analyzed the main morphometric features of the basin and drainage network of Pudio river (El Aljarafe, Sevilla) for the years 1956 and 2006. We compare both situations and show the experienced trend in the basin in the last fifty years. A significant loss of torrencial capacity has been observed , with channel disappearance, more significant at the basin top, and in connection with the above, a decline in the ability of erosive channels.

Palabras clave: río Pudio, análisis morfométrico. Key words: Pudio river, morphometric analisys.

1. INTRODUCCIÓN Y ÁREA DE ESTUDIO

La caracterización morfométrica de una cuenca y su red de drenaje proporciona información sobre las relaciones que se establecen entre las principales características de ésta (geometría del relieve, caracteres litológicos, rasgos estructurales, etc.), y la generación de caudales (Ruiz Sinoga y Murillo, 2005). Para cuencas de reducidas dimensiones que han sufrido una especial transformación antrópica en las últimas décadas el análisis morfométrico comparado constituye una herramienta para explicar cambios y tendencias en su dinámica hidrogeomorfológica. (Lama et al, 2007).

Localizada en el tramo bajo del Guadalquivir, la cuenca del río Pudio drena el sector oriental de la plataforma de El Aljarafe (Sevilla) (Fig.1). Presenta un dispositivo alargado en dirección NNW-SSE con una longitud máxima de 21 km y una

anchura variable entre 7 km en el tramo alto de la cuenca y 2 km en el bajo.

2. OBJETIVOS, MATERIAL Y MÉTODOS

El objetivo de la presente comunicación se cifra en la caracterización de los actuales caracteres morfométricos de la cuenca y red de drenaje del río Pudio y su comparación con los del año 1956. El análisis comparado muestra la evolución experimentada por el río Pudio durante este período, al tiempo que proporciona la tendencia que probablemente seguirá en el futuro.

Para ello se ha llevado a cabo un exhaustivo trabajo de fotointerpretación del conocido “vuelo americano” del año 1956, editado en blanco y negro a escala

220

Fig. 1. Localización de la cuenca del río Pudio

aproximada 1:33.000, así como un análisis pormenorizado de las ortofotos de los años 2002 (b/n a escala 1:20.000 y 2005 (color, a escala 1:60.000), editadas por la Junta de Andalucía, completado con numerosas sesiones de trabajo de campo llevadas a cabo durante el año 2006. Del mismo modo, también se ha usado la cartografía histórica disponible para examinar el estado de la red en décadas pasadas.

Toda la información generada ha sido implementada en un sistema de información geográfica lo que ha facilitado las tareas de medida y cálculo del las variables que se han analizado, así como la comparación entre un año y otro.

Se lleva a cabo una descripción cuantitativa de las principales variables que caracterizan a los cursos fluviales y que permiten su análisis individualizado (Horton, 1945; Strahler; 1964; Romero y López Bermúdez, 1987; Romero, 1989; Senciales, 1999; Ibisate, 2004) y,

sobre todo, posibilitan la comparación con otros. Para ello se han seleccionado cinco tipos de variables principales como son las relacionadas con el relieve(altitud máxima, altitud mínima, desnivel absoluto; pendiente media del cauce, razón de relieve y número de rugosidad); la topología (orden de las corrientes y número de cauces); la longitud (longitud de los cauces, longitud media, longitud total e índice de sinuosidad); la geometría (superficie, perímetro, longitud y razón de circularidad); y, finalmente, la intensidad fluvial (densidad de drenaje y coeficiente de torrencialidad).

3. RESULTADOS

Los resultados obtenidos en la aplicación de las variables consideradas al caso de la cuenca del río Pudio para los años 1956 y 2006 se recogen en la tabla I. En relación a las variables de relieve, el número de rugosidad presenta un valor de 0,36 comprendido, por tanto, entre los valores normales (0,06-1). En sí misma esta variable tiene escasa significación, salvo la de poner de manifiesto la existencia de un relieve ni excesivamente plano, ni demasiado abrupto. Sin embargo, si la consi-deramos diacrónicamente obtenemos información sobre su tendencia, es decir, sobre la evolución de la cuenca. En este sentido, el cálculo obtenido para el año 1956 es de 0,47, lo que supone, si lo comparamos con el valor actual de 0,36, una disminución de la acción erosiva relacionada con una pérdida de actividad de la arroyada concentrada.

Las variables topológicas se comentan por sí mismas, aunque sí merece un comentario la evolución experimentada por la red de drenaje desde 1956 hasta la actualidad. Se observa un descenso notable del número de cauces de todos los órdenes, destacando el de 1 y 2, en


221

TABLA I. RESULTADOS DE LAS VARIABLES MORFOMÉTRICASUTILIZADAS PARA LOS AÑOS 1956 Y 2006 VARIABLES 1956 2006

Relieve

Altitud máxima 186 m 186 m Altitud mínima 8 m 8 m Desnivel de la cuenca 178 m 178 m Pendiente media de la cuenca 0,81% 0,81% Razón de relieve 0,008 0,008 Número de rugosidad 0,44 0,36

Topología

Orden de la cuenca 5 5 Nº de cauces de orden 1 299 206 Nº de cauces de orden 2 67 46 Nº de cauces de orden 3 15 12 Nº de cauces de orden 4 2 2 Nº de cauces de orden 5 1 1 Nº total de cauces 384 267 Razón de bifurcación (valor medio) 4,60 4,08 Orden 1-2 4,46 4,47 Orden 2-3 4,46 3,86 Orden 3-4 7,5 6 Orden 4-5 2 2

Longitud

Longitud de cauces de orden 1 106,54 km 87,81 km Longitud de cauces de orden 2 48,29 km 37,47 km Longitud de cauces de orden 3 22,12 km 24,36 km Longitud de cauces de orden 4 12,37 km 0,77 km Longitud de cauces de orden 5 9,85 km 16,46 km Longitud media cauces de orden 1 0,35 km 0,42 km Longitud media cauces de orden 2 0,72 km 0,81 km Longitud media cauces de orden 3 1,47 km 2,03 km Longitud media cauces de orden 4 6,18 km 0,38 km Longitud media cauces de orden 5 9,85 km 16,46 km Longitud total 199,19 km 166,88 km Índice de sinuosidad 1,14 1,14

Geometría

Superficie 82,18 km2 82,18 km2

Perímetro 56,14 km 56,14 km Longitud cuenca 20,65 km 20,65km Razón de circularidad 0,33 0,33

Intensidad fluvial Densidad de drenaje 2,42 2,03 Coeficiente de torrencialidad 8,80 5,09

el que el número de cauces perdidos supera el 30%, lo que está directamente relacionado con el avance de la urbanización en las zonas de cabecera. Dicha pérdida se pone igualmente de manifiesto a la vista del número de rugosidad comentado anteriormente. Todo ello determina la progresiva disminución del carácter dendrítico de la red. En cuanto a la razón de bifurcación el valor medio obtenido para el año 2006 es de 4,08 lo que correspondería con una situación típica de cuencas de montaña. Ciertamente la cuenca del río Pudio no es una cuenca de montaña, aunque sí presenta un dispositivo estrecho y alargado en su cauce principal y en algunos de sus tributarios, determinado por la inclinación de la plataforma de El Aljarafe hacia el S, que condiciona

lo “elevado” del valor. Además, destaca la existencia de un salto entre los valores correspondientes al orden 2-3 (3,86 en el año 2006 y 4,46 en 1956) y el orden 3-4 (6 en el año 2006 y 7,5 en el año 1956), que podría estar evidenciando la existencia de anomalías en el drenaje relacionadas con el carácter impermeable de las litologías sobre las que discurre el río. En cualquier caso estos valores hablan de una red de drenaje mal jerarquizada.

Dentro de las variables de longitud el índice de sinuosidad presenta un valor de 1,14 quedando dentro de la categoría de canal transicional según Morisawa (1985). Pertenece, por tanto, a un cauce caracterizado por la linealidad.

222

Los parámetros de geometría de la cuenca no requieren ningún comentario especial, salvo la razón de circularidad, que, con un valor de 0,33, pone en evidencia el carácter elongado de la cuenca.

Por su parte, la densidad de drenaje obtenida de 2,03 para el año 2006 y de 2,42 para el año 1956, están dentro de la categoría de textura gruesa según Morisawa (1985) en la que predomina un número escaso de cauces por unidad de superficie. Estos valores bajos de la estarían condicionados por una alta homogeneidad litológica en toda la cuenca y por la presencia de un aluvial asociado al cauce principal muy permeable y con un amplio desarrollo espacial, sobre todo, en la mitad alta de la cuenca. Ciertamente el número de cauces en la cuenca del río Pudio no es elevado y, en cualquier caso, la tendencia es a la pérdida en número y longitud de éstos, como se ha visto con anterioridad. Finalmente, el coeficiente de torrencialidad pone de manifiesto al comparar los datos correspondientes al año 1956 (8,80) con los del año 2006 (5,09) el descenso de la misma por la pérdida de cauces de orden 1.

4. CONCLUSIONES

En definitiva, el análisis de las variables estudiadas revelan que la cuenca del río Pudio se caracteriza morfotopográficamente, por: a) pérdida de capacidad erosiva; b) pérdida de cauces, sobretodo, en cabecera; c) pérdida de longitud de cauces; d) dispositivo alargado y estrecho de la red; e) carácter lineal de los cauces; f) textura gruesa; y, finalmente, g) por un descenso de la torrencialidad. La tendencia a medio plazo probablemente acentúe algunos de los rasgos anteriores debido principalmente al

crecimiento urbanístico previsto en la cuenca.

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223

Origen y significado evolutivo de los torrentes afluentes colgados del cañón del Duratón (Segovia)

L. M. Tanarro (1), A. Díez-Herrero (2) y M. Llorente (2)

(1) Dpto. Análisis Geográfico Regional y Geografía Física. Universidad Complutense de Madrid. Correo electrónico: [email protected]

(2) Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos. Instituto Geológico y Minero de España (MEC).

Abstract Origin and significance of hanging valleys at Duratón Canyon (Segovia, Spain) The aim of this paper is analysing and interpreting the occurrence of hanging valleys of ravines or torrents in the Duraton Canyon. In order to do so, the hydrographic network has been identified, obtaining for each ravine a series of morphometric and morphogenetic variables, which have been analysed by means of multivariant statistics. The results show a clear relationship between the hanging ravines with their position in the external margin of the Duraton Canyon meanders.

Palabras clave: Barrancos colgados, Hoces del Duratón, meandros encajados, estadística multivariante Key words: Hanging valleys, Duratón Canyon, incised meanders, multivariant statistics

1. INTRODUCCIÓN

En los tratados clásicos de geomorfología, el estudio de los valles o torrentes colgados se asocia con el modelado glaciar. No obstante, la presencia de estas formas relacionadas con el modelado fluvial y torrencial es también bastante frecuente, aunque su estudio ha despertado menor interés científico. Dentro de los sistemas fluviales, el modelado de barrancos o torrentes colgados es especialmente común en áreas de litologías consolidadas (calizas, dolomías, areniscas), con valles de tipo cañón, y cuyo rasgo diferenciador es la presencia de meandros encajados (hoces). La formación y origen de los torrentes colgados en sistemas fluviales se ha atribuido de manera general a varios factores, entre los que pueden señalarse: a) la diferente capacidad de incisión de los cursos de agua, generalmente controlada por un colector principal

(Crosby et al., 2007); b) la actividad neotectónica (Wobus et al., 2006; Harvey, 2007), c) la karstificación (Nicod, 1972) y d) la migración y crecimiento de los meandros del curso principal (Díez et al., 1996). A partir de estas consideraciones este trabajo pretende evaluar en qué medida el último de los factores citados puede controlar el elevado número de barrancos colgados afluentes del cañón de Duratón, por medio de un análisis estadístico de las variables que caracterizan a esta red.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El cañón del Duratón se encuentra modelado en el denominado macizo de Sepúlveda, unidad de relieve que se sitúa en el área de contacto entre el borde suroriental de la cuenca del Duero y la vertiente septentrional del Sistema Central. Está constituido por un extenso afloramiento de materiales carbonáticos de naturaleza esencialmente dolomítica.

224

Fig. 1. Red fluvial afluente al cañón del Duratón.

Esta cobertura se encuentra deformada en una serie de flexiones o pliegues en rodilla, articulándose en una sucesión de amplios monoclinales o cuestas, ligeramente inclinados hacia el S y el SE. El río Duratón se ha encajado profundamente en el macizo de Sepúlveda, con una dirección inicial general E-O, dividiéndolo en dos partes o unidades: el sector meridional, que es drenado por sus afluentes alóctonos (Caslilla y San Juan), a los cuales afluyen un conjunto de cursos cataclinales; y el sector septentrional, que está básicamente avenado por una densa red secundaria constituida por cursos afluentes autóctonos cuyo trazado se adapta a los relieves monoclinales. Finalmente, el río adopta una dirección SSE-NNO, abriendo su valle sobre el sector occidental del macizo, y donde también afluyen a su margen derecha un número importante de barrancos a favor de la estructura (Tanarro, 2006; Fig. 1).

3. METODOLOGÍA

El desarrollo metodológico ha cubierto dos etapas. En la primera se ha realizado la caracterización de la red de drenaje afluente, identificándose 90 subcuencas,

cuya superficie individual se obtuvo con un SIG, para lo cual se dispuso del MDE (resolución de 5x5 m), elaborado a partir de la interpolación de las curvas de nivel del mapa topográfico 1:10.000 de la Junta de Castilla y León. Asimismo dentro del entorno SIG se calculó para la corriente principal de cada una de las subcuencas una serie de variables o parámetros de índole morfométrico (longitud, desnivel o la altura máxima y mínima, posición en la desembocadura respecto al inicio de la hoz y la altura del salto en la desembocadura de lascorrientes que quedaban colgadas) y morfogénetico (tipología estructural, localización en la orilla derecha o izquierda, posición en la margen interna-externa del meandro o en tramo recto, y la anchura de su fondo aluvial en la desembocadura), obtenidas éstas últimas a partir de la cartografía geomorfológica (Tanarro, 2002). A partir de esta información, en una segunda etapa, se llevo a cabo el análisis estadístico. Éste consistió de una parte en una descripción general de los datos (estadística descriptiva); y de otra, en la aplicación de un método estadístico multivariante de tipo binario-ternario, con el fin de analizar simultáneamente varias variables, consideradas como


225

independientes, en relación con el fenómeno objeto de estudio (variable dependiente), en este caso, la altura del salto de los barrancos en su desembocadura.

4. RESULTADOS

4.1. Análisis descriptivo Los barrancos o torrentes colgados suponen el 64% del total de la red afluente al Duratón, de los cuales un número significativo tiene un salto superior a 25 metros (70,7%). Y, por tanto, la red que drena al nivel de base del Duratón supone aproximadamente el 36%. Asimismo, algo más del 60% de los torrentes colgados son consecuentes, de los cuales, además, casi el 64% desembocan en la margen externa de los meandros del Duratón, mientras que el 19% lo hacen en tramos rectos. También, algo más de la mitad de los valles obsecuentes, que representan un 36,2% del total de los valles colgados, drenan en la cara externa de los meandros del cañón. Es significativo señalar que el 61,5% de los torrentes no colgados desembocan en tramos rectos del cañón. Es de destacar también que en torno al 80% de la red afluente tiene una superficie de cuenca pequeña, menor de 50 ha, y la mayor parte de ella se corresponde con barrancos colgados (76%).

4.2. Análisis multivariante La dimensión del salto del conjunto de la red afluente se ha cruzado con las diferentes variables cuantitativas, que a su vez se ha relacionado tanto con la disposición estructural como con el patrón o tipo de tramo del cañón.

4.2.a. Disposición estructural El mayor número de torrentes colgados se corresponde con cursos consecuentes, siendo casi inexistentes en los subsecuentes. Además presentan los

saltos de mayores dimensiones, seguidos de los ríos obsecuentes. La anchura del canal en su desembocadura al cañón oscila en ambos casos entre los 30 y los 60 m (Fig. 2). De igual modo, la corriente principal de la mayor parte de los barrancos colgados presenta una longitud pequeña: el 90% no supera los 1000 m, característica que queda corroborada al analizar el área de cada cuenca. Buena parte de las cuencas menores de 50 ha están colgadas, y se corresponden en especial con cursos consecuentes.

Fig. 2. Cruce entre el salto de los torrentes con la anchura del cañón y con la posición estructural.

4.2.b. Patrón o tipo de tramo del cañón Se aprecia cómo gran parte de los torrentes colgados se sitúan en la margen externa de los meandros del cañón, presentando además la mayor dimensión del salto; mientras en la margen interna y en tramos rectos el número de éstos es bastante más reducido, y el salto se sitúa casi siempre en torno a los 30 m (Fig. 3). Asimismo, en los tres tipos de tramos diferenciados, los barrancos colgados tienen un área reducida (inferior a 50 ha), si bien la mayor parte se corresponde también con barrancos posicionados en la cara externa de los meandros. En cambio, algunas diferencias pueden observarse al analizar la longitud de la corriente principal de los barrancos colgados: aunque la mayor parte presentan una longitud inferior a 500 m y su desembocadura puede darse en cualquiera de los tramos del cañón del Duratón, se aprecia cómo los barrancos

226

colgados cuyo curso supera los 500 m, se sitúan solamente en la cara externa de los meandros.

Fig. 3. Cruce entre el salto de los torrentes con la anchura del cañón y con el tipo de tramo.


El fenómeno de los torrentes colgados en el cañón de Duratón resulta complejo de explicar, si bien el análisis estadístico permite esgrimir algunas consideraciones. Sí que parece claro que el mayor número de éstos aparece en la margen externa de los meandros y en posición estructural consecuente, lo que permitiría interpretarlos en relación al crecimiento de los meandros encajados del cañón del Duratón a lo largo de su proceso evolutivo. Así, puede observarse cómo en los tramos más o menos rectilíneos de éste, los valles afluentes (a excepción de los que tienen un recorrido muy corto) han podido excavar hasta enlazar con el fondo aluvial a través del perfil accidentado; por el contrario, en los tramos donde se suceden meandros encajados, la evolución y extensión de éstos han terminado por capturar o destruir el tramo final de algunos de estos valles afluentes. Así el fondo de lo que queda de ellos aparece colgado a diversas alturas, aunque principalmente entre 40 y 60 metros respecto al fondo aluvial del cañón (Tanarro, 2006); proceso que se ha observado y se ha denominado “captura por extensión de meandro” (Díez et al., 1996). Asimismo, es significativo destacar que los barrancos colgados en la margen interna, en su mayoría obsecuentes, presentan un salto que se sitúa en torno

a los 30 m, cuya explicación resulta más difícil de interpretar, aunque podrían relacionarse con posiciones heredadas del lecho.

Agradecimientos Este estudio ha sido financiado a través del proyecto PR1/08-15769 de la UCM.

REFERENCIAS

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Nicod, J. (1972). Pays et paysages du calcaire. P.U.F., Paris.

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GEOMORFOLOGÍA GLACIAR Y PERIGLACIAR


229

Evolución glaciar del complejo volcánico Ampato (Perú) y su significado geomorfológico

J. Alcalá (1), J. J. Zamorano (2) y D. Palacios (1)

(1) Departamento de A.G.R. y Geografía Física de la Universidad Complutense de Madrid. [email protected]. (2) Departamento de Geografía Física, Instituto de Geografía, Universidad Nacional Autónoma de México.

Abstract Glacial evolution of the Ampato Volcanic Complex and its geomorphologic significance. The purpose of this study is to analyse the dynamics of former glaciers in the Ampato volcanic complex (15º24´- 15º 51´ S, 71º 51´ - 73º O; 6.288 m). For it, a geomorphologic cartography was elaborated where all the moraines deposits are represented. The detail of the map permitted to establish a relative chronology of the 5 glacial stages that exist in this tropical mountain.

Palabras clave: paleoglaciares, complejo volcánico Ampato, cartografía geomorfológica, depósitos morrénicos, fases glaciares. Key words: former glaciers, Ampato volcanic complex, geomorphologic cartography, moraines deposits, glacial stages.

1. INTRODUCCIÓN

El complejo volcánico Ampato (15º24´- 15º 51´ S, 71º 51´ - 73º O; 6.288 m) está situado en la Cordillera Occidental de los Andes centrales del sur de Perú, a 70 kilómetros al NO de la ciudad de Arequipa. Forma parte de la región conocida como Zona Volcánica Central (ZVC), y está constituido por tres estratovolcanes coalescentes alineados en dirección N-S y son los siguientes: HualcaHualca, Sabancaya y Ampato. Las cimas de todos ellos están coronadas por glaciares (Fig. 1). Los volcanes HualcaHualca y Ampato no han tenido actividad en tiempos históricos. Por el contrario, el Sabancaya inició una fase eruptiva a finales de los años ochenta y se mantiene activo hasta la actualidad. Este hecho ha producido una fuerte deglaciación en el complejo volcánico (Thouret, et al. 1995).

Los estudios sobre la dinámica de los glaciares a finales del Pleistoceno y durante el Holoceno, en la Cordillera

Occidental de los Andes centrales del sur de Perú han sido escasos. Se desconoce, en gran parte, el alcance que tuvo en esta región el Último Máximo Avance Glaciar (LGM) a finales del Pleistoceno (Clapperton, 1993). Esto supone una laguna muy importante en el conocimiento de la evolución paleoclimática de toda la región central Andina.

Fig. 1. Aspecto de los glaciares en 1943 en el Complejo Volcánico Ampato. En la actualidad los

glaciares ocupan una superficie mucho menor (Servicio Aerofotográfico de Perú)

El objetivo de este trabajo es identificar y diferenciar el número de pulsaciones

230

glaciares que tuvieron lugar en el Complejo Volcánico Ampato desde el Último Máximo Glaciar. Para llevar a cabo este objetivo, en primer lugar se ha realizado una cartografía geomorfológica detallada de la zona de estudio, resultado de la interpretación de fotografías aéreas, imágenes de satélite, trabajo de campo y de un estudio genético, morfológico, dinámico y de edad (relativa) del relieve. Toda la información se integró para su análisis en dos Sistemas de Información Geográfica (Arcview 3.1 y Arcgis 8.3).

RESULTADOS

En total se diferenciaron y representaron 153 formas morrénicas, de las cuales 4 pertenecen a una fase glaciar antigua, 70 se corresponden con el LGM y 79 con fases de reavance tardiglaciares. Los depósitos morrénicos se han agrupado en función de su posición altitudinal y su morfología. A través de un análisis geomorfológico, se ha establecido la siguiente evolución glaciar en el complejo volcánico Ampato:

Fase Ampato I:

Al NE del volcán HualcaHualca se han diferenciado unas formas morrénicas situadas sobre un sector antiguo del edificio volcánico y desconectadas de las artesas glaciares actuales. Su morfología degradada y su localización inducen a pensar que se deben corresponder con una pulsación glaciar previa al LGM.

Fase Ampato II:

Los depósitos morrénicos que definen esta fase ocupan la posición altitudinal mas baja en las actuales artesas glaciares y están constituidos por arcos y cordones morrénicos que presentan

grandes dimensiones y están muy bien conservados. Por su grado de conservación y por su disposición a una altitud mínima, estas formas deben corresponderse con el LGM (fig. 2).

Durante esta fase las condiciones climáticas eran más frías y húmedas que las actuales. Los cálculos realizados sitúan la temperatura media entre 4 y 6º C por debajo de la actual y las precipitaciones eran mas abundantes (Seltzer, et al., 2002). Bajo estas condiciones climáticas, los glaciares se expandieron hasta cubrir una superficie de 347,83 Km2 y sus frentes descendieron hasta alcanzar una altitud mínima de 3.900 msnm en la vertiente N del nevado HualcaHualca.

La edad del LGM no se conoce con exactitud. Al respecto, Clapperton (1993) menciona que esta fase tuvo lugar 18.000 a. AP, mientras que Seltzer (2002) y Smith, et al. (2005) proponen unas edades de 30.000-35.000 a. AP y 21.000 a. AP, respectivamente. Los datos para el sur de Perú son indirectos y poco fiables.

Además, la interacción entre la actividad volcánica y los glaciares ha sido un fenómeno importante en este complejo volcánico. Numerosas coladas de lava de grandes dimensiones procedentes de la actividad eruptiva postglaciar del volcán Sabancaya, que se han canalizado por las artesas glaciares, habrían provocado episodios de deglaciación glaciar repentinos durante el Holoceno. También es posible que sucediese el efecto contrario en algún sector del sistema glaciar en forma de surges que provocaron avances muy rápidos de las lenguas de hielo (Alcalá, 2007).


231

Fig. 2. Artesa y morrena lateral situada en la vertiente E del nevado HualcaHualca que se

corresponde con el LGM

Fase Ampato III:

En los Andes centrales se han distinguido dos eventos principales de reavance glaciar por motivos climáticos: la primera entre 15.000-13.000 a. AP y la segunda hace 12.000-10.000 a. AP (Clapperton, 1993; Zech, et al., 2007). Este último se ha datado con suficiente precisión en el Chimborazo (Ecuador), la Llanura de Junin (Perú) y el glaciar de Quelccaya (Perú) (Clapperton, 1993; Seltzer, 1990 y Smith, et al. 2005).

En el caso del complejo volcánico Ampato se han diferenciado más de 2 fases de reavance glaciar posteriores al LGM delimitadas por depósitos morrénicos bien conservados localizados en las artesas glaciares por detrás de las morrenas correspondientes al LGM, a partir de una altitud de 4.200 msnm. Se concentran principalmente en los valles orientados al SO y O, de entre los cuales destaca el valle glaciar de Pujro Huayjo, situado al SO del volcán HualcaHualca, donde se han diferenciado hasta un total de 5 formaciones morrénicas distintas correspondientes a diferentes avances Holocenos. Hasta el momento no han sido datadas. Probablemente estas fases glaciares podrían estar ligadas a la fusión de las grandes masas de hielo continentales y al consecuente

enfriamiento de los océanos, lo que pudo provocar un enfriamiento del clima en los Andes centrales (Clapperton, 1993).

Fase Ampato IV:

Durante esta fase el retroceso glaciar es predominante, interrumpido únicamente por la Pequeña Edad del Hielo (LIA). En el complejo volcánico Ampato aparecen morrenas de pequeño tamaño, a elevada altitud y situadas muy cerca de los frentes glaciares actuales, las cuales se han identificado con este avance. Los testigos de hielo extraídos de algunos glaciares de los Andes centrales, como es el caso del glaciar de Quelccaya (Perú), muestran que existió un enfriamiento del clima entre los años 1.500 y 1.820, periodo que se corresponde con la LIA (Seltzer, 1990).

Además, en los espacios favorables (principalmente orientaciones O y N) se formaron glaciares rocosos, distinguiéndose desde el punto de vista geomorfológico, 2 generaciones. La más antigua presenta glaciares rocosos de gran espesor. Su superficie está salpicada de pequeñas depresiones consecuencia de la fusión de núcleos de hielo y sus bloques están ampliamente cubiertos de líquenes. La segunda generación, que es la más reciente, está compuesta por glaciares rocosos de pequeño tamaño, que se solapan con los anteriores y su cobertura liquénica es mínima.

Fase Ampato V (actual):

El volcán Sabancaya inició un nuevo periodo eruptivo a finales de los años ochenta que se mantiene hasta laactualidad. Este hecho, junto con los efectos del calentamiento climático reciente, ha provocado que las masas de hielo del complejo volcánico experimenten un retroceso generalizado.

232

3. CONCLUSIONES

En el Complejo Volcánico Ampato la acción morfogenética de los glaciares ha sido muy importante durante el Pleistoceno y el Holoceno. Mediante un criterio geomorfológico se han diferenciado 5 fases glaciares con características diferentes. De entre ellas destaca el LGM, momento en el cual las masas de hielo tuvieron su mayor extensión y realizaron el trabajo geomorfológico mas importante. La edad de este evento se ha situado entre 18.000 y 35.000 a. AP, aunque no existen dataciones absolutas fiables, al igual que el resto de fases de reavance posteriores. En el futuro de estainvestigación se realizarán dataciones absolutas de las formaciones morrénicas y se diferenciaran fases climáticas y volcánicas concretas con un impacto en la evolución glaciar de este importante Complejo volcánico andino.

Agradecimientos Este trabajo se ha realizado en el marco del proyecto de investigación “Recursos hídricos y prevención de riesgos hidrovolcánicos” con número de referencia CGL 2006-01983 financiado por el Ministerio de Educación y Ciencia. Los autores desean agradecer las sugerencias y correcciones realizadas en la cartografía geomorfológica al Dr. Julio Muñoz Jiménez y el Dr. Jean Claude Thouret y al Instituto Geofísico del Perú (IGP) por su apoyo en el trabajo de campo.

REFERENCIAS

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233

Avance de resultados sobre el estudio del régimen térmico del suelo en un sector de la Alta Montaña Andina (Parque Provincial Aconcagua; Andes de

Mendoza, Argentina).

P. Carrera-Gómez(1); R. Mikkan (2); A. Pérez-Alberti(1); M. Valcárcel-Díaz (1);

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxicas e Ambientais. Universidad de Santiago de Compostela. Praza de Universidade nº 1. 15782. Santiago de Compostela. [email protected]

(2) Universidad Nacional de Cuyo. Facultad de Filosofía y Letras. Ciudad de Mendoza , Argentina

Abstract: First results of the thermal behavior of the ground in the Andes (Aconcagua Provincial Park; Andes of Mendoza, Argentina) The Aconcagua Provincial Park is a very interesting site for the study of thermal behavior in the ground. The high elevations and the low latitudinal location are the main factors for the low temperatures and intense solar radiation. This work analyzes the first data recorded in the field in 2006, 2007 and 2008.

Palabras clave: Estrés térmico, temperatura del suelo, humedad del suelo. Key words: Thermal stress, ground temperature, ground moisture

1. INTRODUCCIÓN

La provincia de Mendoza se localiza en el occidente de Argentina, limitada en su parte oeste por la cordillera de los Andes, que alcanza aquí su mayor elevación en los sectores de la Cordillera Frontal. Así, el Cerro Aconcagua, con sus 6.962 m de altitud es la montaña mas elevada fuera de Asia, pero abundan las elevaciones que superan los 5000 m de altitud. El valle del cerro Tolosa se desarrolla en el ámbito de la Cordillera Principal de Los Andes en el oeste de la Provincia de Mendoza. La Cordillera Principal o llamada también del “Límite”, es el resultado de un plegamiento joven y forma un encadenamiento uniforme de gran altura. Sus cumbres llevan la divisoria de aguas entre las pendientes Atlántica y Pacífica y señalan el límite entre Argentina y Chile. Se trata de un encadenamiento montañoso que se extiende desde el borde de los llanos del Valle Central de Chile, por el occidente,

hasta chocar con las viejas rocas de la Cordillera Frontal al oriente.

Fig. 1. Localización de la estación de Cristo Redentor (A), en el Valle de las Cuevas y de la parcela de medición (B) en la confluencia entre la Quebrada del Tolosa y Valle de Horcones Superior

Los valles más importantes son tectónicos o erosivos, corren por ellos las líneas de más intenso desagüe y presentan una tendencia a escurrir según la dirección de los ejes orográficos. La Cordillera Principal fue plegada en el Terciario (orogenia Andina) a través de cuatro fases principales. Se compone, mayormente, de sedimentos geoliminares jurásicos y cretácicos, un irregular relleno intermontano terciario y una nutrida gama de formaciones ígneas intrusivas y

R. Blanco-Chao (1) y J. López-Bedoya (1)

234

efusivas que pueden reconocerse a través de todo en Mesozoico y Cenozoico. En sus mayores elevaciones y en cabeceras de algunos valles como el Tolosa, se pueden observar glaciares y modelados heredados de la última glaciación como circos, morenas, horn, etc. Desde el punto de vista nivométrico y glaciológico es el sector más importante, ya que es la zona de aporte hídrico de cursos de agua que permiten los oasis de piedemonte. Los ríos son alimentados por el agua de fusión de los glaciares con caudales máximos en verano. El modelado periglaciar también es destacable a través de taludes y conos de escombros, glaciares cubiertos, glaciares rocosos, vertientes de creeping y solifluxión, suelos ordenados, etc., productos de un ambiente de fuertes contrastes térmicos y procesos intensos de congelamiento y descongelamiento diario y estacional. Por último, son destacables las incisiones nivotorrenciables al generar una intensa disección lineal en las vertientes, depositando sus cargas al modificarse las pendientes en los valles formando conos aluviales, algunos de gran extensión. El clima actual es árido, de ahí que se la conozca también como “Andes Aridos”, adquiriendo la disgregación meteórica gran intensidad formando los escombros importantes cubiertas detríticas en las vertientes, rellenando a veces las depresiones. A pesar de las bajas temperaturas, el balance hídrico es deficitario a causa de la pobreza de precipitaciones y la frecuencia e intensidad de vientos dominantes del oeste. Desde el punto de vista térmico está marcado por la altitud, que condiciona la presencia de temperaturas muy bajas. El registro obtenido por nosotros en Cerro Redentor a unos 4000 m de altitud presenta unos valores medios de -0,5 ºC de TMAA, con una marcada oscilación térmica anual que

alcanza los 41,6 ºC. y escasas lluvias presentando una precipitación anual media de 304 mm para el periodo 1964/76 en Puente del Inca, a 2720 m, aunque esta se presenta principalmente en forma de nieve, con un máximo invernal muy marcado Compagnucci (1988).

La vegetación allí existente debe ser incluida en el Dominio Andino-Patagónico, y la provincia fitogeográfica Altoandina. En las ondulaciones morrénicas de la confluencia del valle del Cerro Tolosa y Horcones Superior, la vegetación se incluye, según Méndez et al. 2006, en el piso altoandino medio o nival, bien establecido entre los 3200m y los 3800m de altitud, con estepas arbustivas y cojines de Adesmia subterranea y Adesmia echinus. El área de estudio se enmarca, pues, en la secuencia de dos comunidades vegetales: la inferior, dominada por la espinosa Adesmia echinus y la altitudinalmente superior caracterizada por Adesmia subterránea.Ambas se acompañan de una abundante Poa holciformis y se caracterizan por la presencia de Senecio hickenii en los lugares de afloramiento rocoso. Las coberturas vegetales varían bastante en función de la pendiente, la disponibilidad de agua, muy condicionada por la circulación hipodérmica, la exposición a los vientos dominantes y la compactación y granulometría de los materiales. La vegetación de este piso, sobre todo en su parte superior, muestra ya una menor diversidad que la del piso altoandino inferior, con taxones del piso nival y está adaptada a los fenómenos de tipo criogénico (Méndez et al. 2006).En el presente trabajo se pretende presentar los primeros datos sobre el comportamiento térmico del suelo dentro en el ámbito de un proyecto mas amplio de estudio sobre suelos congelados y dinámicas


235

geomorfológicas asociadas en los Andes de Mendoza y de Tierra de Fuego (Valcárcel-Díaz et al; 2007, 2008).

2. MATERIAL Y MÉTODOS.

Sobre la confluencia de los dos valle que se inician en estas cumbres y en una altitud de 3.564 m, sobre un substrato morrénico resultado del retroceso del glaciar del Tolosa, en el que el suelo presenta evidencias de una gran movilidad en superficie, con estructuras que denotan la movilización de los materiales, se ha dispuesto un equipo de medición de temperatura y contenido de humedad del suelo a diferentes profundidades. Ocho sensores de temperatura se enterraron sobre un prefil de suelo a 1, 5,10, 15, 20, 30 40 y 60 cm de profundidad. A su vez cuatro sensores de medición de humedad se instalaron a 10, 20 30 y 40 cm de profundidad respectivamente. Los datos

se almacenaron en dispositivos Hobo ©modelo Micro Station de cuatro canales cada uno. La programación estableció una medida horaria sincronizada a lo largo de un periodo anual (364 días de medición efectiva).

3. RESULTADOS Y DISCUSIÓN.

Temperatura del Suelo. El análisis de las temperatura del suelo arroja datos de gran interés. Así, lpresenta una gran oscilación térmica, que alcanza los 63,7 ºC para el sensor situado en superficie. En profundidad este valor se va reduciendo progresivamente hasta alcanzar los 26,7 ºC a los 60 cm de profundidad. Pero, en todo caso, es más destacable que esta oscilación térmica en superficie tiene un carácter diario durante los periodos del año en los que las temperaturas se sitúan por encima de los 0 ºC. A lo largo de 5 meses al año estas temperaturas son inferiores a 0ºC, alcanzando un mínimo

de -9,3 ºC. Así, la oscilación térmica diaria en superficie supera frecuentemente los 25 ºC llegando alcanzar valores superiores a los 35 ºC.

Fig. 2. Gráfica anual de temperatura del suelo em superfície (1 cm de profundidad). Quebrada del

Tolosa.

En profundidad estos valores se ven muy suavizados, hasta el punto que la oscilación diaria no supera valores de 1 ºC, pero permaneciendo el suelo congelado tan solo 2 meses al año. La evolución de las temperaturas en superficie también indican que durante aproximadamente tres meses la cobertura de nieve inhibe los intercambios energéticos entre atmósfera y suelo.

Humedad del Suelo. El análisis de los datos de humedad del suelo pone de manifiesto dos hechos. En primer lugar el marcado escalonamiento de la gráfica, con variaciones diarias importantes del contenido de humedad. Así, la recuperación de la humedad en superficie representa valores muy reducidos, que se pueden explicar por el aporte de humedad atmosférica vinculada a las variaciones de temperatura del aire. Más reseñables el segundo aspecto destacable: la marcada tendencia a la desecación en las capas superficiales interrumpida bruscamente por eventos de fuerte aporte de humedad, que coinciden con aumentos

236

de temperatura relativamente bruscos. Esto nos indica claramente que se trata de fusiones del manto nival

Fig. 3. Gráfica anual de humedad del suelo (10 cm de profundidad). Quebrada del Tolosa

Estaríamos entonces ante eventos de fusión de cubierta nival, especialmente significativa cuando el suelo sale de su ciclo de congelación estacional, durante el cual la no presencia de oscilación térmica en superficie debe ser interpretada como indicadora de una capa permanente de nieve, suficientemente espesa como para aislar el suelo de las oscilaciones de temperatura del aire. La grafica de temperaturas del aire de Cristo Redentor nos indica que estas siguen produciéndose. Esta extensa “meseta” de datos de humedad, prácticamente fijos en 0,7 m3/m3, señala la presencia de un suelo congelado estacionalmente y corroboran la interpretación de los datos de temperatura del suelo. Es de destacar que este efecto se propaga en profundidad, siendo a 40 cm también muy marcado.

4. CONCLUSIONES. La monitorización con registradores automáticos de las variables temperatura y humedad del suelo permite realiza una primera caracterizar este ambiente geomorfológico. El suelo permanece congelado en superficie durante al menos 5 meses, durante buena parte de los cuales existe una cobertura nivosa suficientemente espesa como para impedir los intercambios de energía entresuelo y atmósfera. Los datos de

humedad del suelo en superficie indican dos momentos de fusión de nieve, aunque solo el mas marcado, al final de la estación fría, tiene reflejo en profundidad.

Agradecimientos Los autores quieren expresar su agradecimiento a Jorge Mallima por su colaboración en los trabajos de campo realizados en las campañas de campo de los años 2006, 2007 y 2008. Los trabajos de investigación se enmarcan dentro de los proyectos CGL2004- 03380/BOS y POL2006-PC091 del Ministerio de Educación y Ciencia

REFERENCIAS Compagnucci , R (1988).Climatología

sinóptica de las precipitaciones en Cuyo. Tesis Doctoral Facultad de Ciencias Exactas y Naturales. Universidad de buenos Aires. Argentina

Méndez, E., et al. (2006): La vegetación del Parque Provincial Aconcagua (Altos Andes Centrales de Mendoza, Argentina). Boletín de la Sociedad Argentina de Botánica, Vol 41, nº 1-2, pp. 41-69.

Valcárcel-Díaz, M., Carrera-Gómez, P., Coronato, A., Castillo-Rodríguez, F., Rabassa, J. & Pérez-Alberti, A. 2006. Cryogenic landforms in the Sierras de Alvear, Fueguian Andes, Subantarctic Argentina. Permafrost and Periglacial Processes 17 (4): 371-376.

Valcárcel-Díaz, M., Carrera-Gómez, P., Blanco Chao, R., Pérez-Alberti, A. (2008). Permafrost Occurrence in Southernmost South America (Sierras de Alvear, Tierra del Fuego, Argentina). IX International Conference on Permafrost. Alaska. Extended Abstrats. Aceptado.


237

Movilidad de la capa superficial del suelo en los Andes Fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina)

A. Pérez-Alberti (1), M. Valcárcel-Díaz (1), P. Carrera-Gómez (1), J. López-Bedoya (1) y R. Blanco-Chao (1).

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxicas e Ambientais (GIXA) de la Universidade de Santiago. Praza da Universidade 1. 15782, Santiago de Compostela. [email protected]

Abstract Ground surface layer activity in the Fuegian Andes (Tierra del Fuego, Argentina) Air and ground temperatures as well as the extent of the snow cover are the main factors in the processes that operate in the ground surface. This paper presents the first data obtained in the Fuegian Andes. The results suggest that the greater activity on the surface layers of the ground occurs above 900 m, and that the main factors controlling this activity are the pedological characteristics and the permanence of the snow cover.

Palabras clave: Tierra del Fuego, Argentina, periglaciar, crionival, hielo en el suelo. Key words: Tierra del Fuego, Argentina, periglacial, cryonival, ground ice, frost heave.

1. INTRODUCCIÓN

La medición de las temperaturas del aire y del suelo, así como el grado de cubrimiento de la cubierta nivosa, son elementos básicos para la comprensión de los procesos que se dan en la superficie del suelo. Su conocimiento permite no sólo entender el por qué de las formas existentes sino también saber el grado de impacto del calentamiento global en un lugar determinado, en este caso, en los Andes Fueguinos.

Como quiera que el concepto de capa activa (active layer) es utilizado de manera general en ambientes con permafrost y fue definido por Muller (1947, citado en Burn,1998) como la capa de suelo situada encima del permafrost que se congela en invierno y se descongela en el verano” y dado que en el área el permafrost aunque existente (Valcárcel-Díaz et al., 2008) no está perfectamente delimitado, en este trabajo se usa de manera laxa, referido al nivel del suelo sometido a procesos de hielo/deshielo a lo largo del año. Se trata del lugar en el que interaccionan factores muy diversos

como la topografía, el tipo de suelo o sedimento, la existencia o no de una cubierta nival, del grado de cubrimiento vegetal etc. Su espesor es difícil de precisar y la isoterma 0º marca el límite entre el suelo helado y el que no lo está pero es difícil saber cual es el grado de actividad (Burn, 1998; French, 2007). Su importancia, sin embargo ha sido reiteradamente puesta de manifiesto (Kokelj, Smith y Burn, 2002; Lomborinchen, 2000; Zhang, Osterkamp y Stamnes K., 1997).

2. CARACTERIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio está situada (Figura 1) en el sector central de los Andes Fueguinos. Por el este está limitada por la cabecera del valle del Río Tristén; por el norte por la del Río Alvear, dividida en dos, occidental y oriental; por el oeste, el limite viena marcado por el valle, sin nombre conocido, que se alarga de norte a sur desde el Glaciar Este del Alvear hasta el valle del Río Larsifarshak y, por el sur, por el valle de las Cotorras.

238

Fig. 1. Situación delárea de estuio.i

Litológicamente dominan los pórfidos, basaltos y pizarras pertenecientes a la denominada por Olivero y Martinón (2001) Formación de Lemaire”. En el pasado máximo glacial el nivel aplanado superior funcionaba como un nunatak; como interfluvio entre los glaciares Alvear Este (al W y al S) y Tristén (al E), (Coronato, 1995). En muchos lugares del área de estudio se pueden ver superficies pulidas y estriadas aunque, no es infrecuente, que se hallen intensamente afectadas por procesos de gelifracción.

El clima de Tierra del Fuego es templado-frío y húmedo, con una marcada influencia oceánica fuerte, acusada estacionalmente (Tuhkanen, 1992). La temperatura media del aire registrada en el área de estudio por nuestros equipos, a 1050m , durante el período de febrero de 2005 a enero de 2006 ha sido de –2ºC, con una máxima absoluta de 15,6ºC y una mínima absoluta de –11,7. No existen, por el momento, datos de precipitación. En Ushuaia, cerca del nivel del mar, la precipitación media anual para el período 1961-70 ha sido de 550m m (Linares, 1984) pero sería inexacto extrapolarla dada la acusada variabilidad favorecida por el relieve. Los suelos son prácticamente inexistentes. Se trata de suelos franco-

arenosos dominando en ellos la fracción mineral, con pH muy elevado, por encima de los 7,6 y arcillas muy poco evolucionadas del tipo Illita, Clorita y Vermiculita.

Biogeográficamente el área está incluida en el denominado “desierto andino” (Pisano, 1974, en Moore, 1983), casi desprovisto de vegetales mayores y con una cobertura escasa . Destaca la presencia de taxones de hábitat especializado como Moschopsis rosulata, Saxifraga magellanica,además de varias especies del género Nassauvia, como Nassauvia lagascae,Acompañan abundantes poblaciones liquénicas en las que destaca Neuropogon auranthiaco-atra y, en el interior de los núcleos finos de los polígonos de cantos con menor actividad, la Thamnolia vermicularisacompañando a un estrato muscinal relativamente abundante.


La metodología empleada ha sido la utilizada por los diferentes grupos de trabajo englobados en la International Permafrost Association derivada de diferentes reuniones, fundamentalmente de las celebradas en Madison, Wisconsin (Antartic Permafrost and Soils) (Noviembre de 2004); en Viena (European Geosciences Union) (Abril de 2005) y en Postdam (European Permafrost Congress) (Junio de 2005) así como de las recogidas de la amplia literatura científica referente al estudio sedimentario, de los suelos y de los depósitos de origen frío. Ha consistido, en primer lugar, en la instalación de sistemas de registro de variables térmicas e higrométricas del suelo mediante la utilización de diferentes dataloggers Hobo, U12 y Pendant. Con el objeto de conocer la temperatura del aire a diferentes cotas, se han instalado


239

dos estaciones meteorológicas, a 900 y 1050 m de altitud.

Lo anterior se ha reforzado con la monitorización de los procesos activos. Para ello se ha delimitado una parcela rectangular, dos polígonos con núcleo fino y un escalón crionival con el objeto de ver el grado de movilidad de la capa superficial del suelo. En ellos se han clavado varillas de hierro de 15 cm de largo y 3 mm de grosor y se han marcado con pintura plástica diferentes líneas y áreas de piedras.

4. PRIMEROS DATOS

La variedad de formas ligadas a la acción de los procesos de hielo/deshielo en el área, ya se han puesto de manifiesto con anterioridad (Valcárcel Díaz et al., 2006). La presencia de procesos vinculados al levantamiento crionival son evidentes. La instalación de las diferentes parcelas de control han permitido conocer, por una parte, la gran variabilidad en el rango de temperaturas tanto a nivel del aire como del suelo, de manera especial durante la primavera y el otoño. Este hecho ha provocado un gran número de oscilaciones por encima y por debajo de 0º lo que implica, necesariamente, la existencia de ciclos de hielo/ deshielo provocando la movilidad de cualquier elemento incrustado en el suelo. Los datos de la figura 2 reflejan claramente el gran número de oscilaciones durante el otoño, lateral izquierdo, y el invierno, derecho.

Fig.2: Temperaturas del nivel superior del suelo entre 0 y 10 cm de profundidad.

El desplazamiento vertical de las piquetas observado desde 2005 en los diferentes lugares aparece reflejado en la tabla I.

TABLA I: DESPLAZAMIENTO VERTICAL DE LOS CLAVOS EN LAS

DIFERENTES PARCELAS PARCELA INFERIOR (850 m)

Piqueta 2006 2007 Media

1 0,8 1,7 1,25

2 2,0 2,6 2,3

3 1,5 1,6 1,55

4 0,8 1,7 1,25

5 0,4 1 0,70

CÍRCULO 1 (1100 m) 1 4.5 5,4 5

2 3,5 8 5,75

3 3.4 11,5 (caido) 7,5

4 5 10 (caído) 7,5

CÍRCULO 2 (1100 m)

1 1,5 1,5

2 0,7 0,7

3 1,2 1,2

4 0,2 0,2

5 1,2 1,2

6 1.0 1.0

7 5,2 5,2

8 0,6 0,6

9 2,5 2,5

10 1,4 1,4

ESCALÓN CRIONIVAL (850 m) 1 1,5 1,5

2 1,08 1,08

3 3,6 3,6

4 4,9 4,9

5 3,8 3,8

6 3,6 3,6

7 2,3 2,3

8 4,6 4,6

240

9 2,5 2,5

5. CONCLUSIONES

Los primeros datos confirman el gran dinamismo en la capa superior del suelo en los Andes Fueguinos por encima, por lo menos, de los 800 m.

Las diferencias en la actividad de la capa activa no están sólo en relación con la altitud. Es ella es fundamental la textura, porosidad y profundidad del suelo así como del aporte de humedad.

Otro elemento a destacar es la permanencia de la cubierta nival. Se ha podido comprobar que cuanto mayor es el período durante el cual el suelo permanece cubierto, menor es el número de ciclos por encima y por debajo de 0º que se producen

Agradecimientos Los trabajos de investigación en Tierra del Fuego están financiados por los proyectos CGL2004-03380/BOS y POL2006-PC091 del Ministerio de Educación y Ciencia.

REFERENCIAS

Burn C.R. (1998) The Active Layer: Two Contrasting DeInitions. Permafrost Periglacial Processes. 9: 411-416.

Coronato A. 1995. The last Pleistocene glaciation in tributary valleys of the Beagle Channel, Southernmost South America. Quaternary of South America and Antarctic Peninsula 9: 173–182.

French, H. (2007): The Periglacial Environment. 3º Ed. Wiley&Sons, Ltd. Chinchester.

Kokelj S. V., Smith C. A. S. y Burn, C. R (2002): Physical and Chemical Characteristics of the Active Layer and Permafrost, Herschel Island, Western Arctic Coast, Canada. Permafrost Periglacial Processes. 13: 171–185.

Linares, J.A. (1984): Características Climáticas de la Ciudad de Ushuaia y Zonas Adyacentes. CADIC. Ushuaia.

Lomborinchen, R. (2000): Frost Heaving and Related Landforms, Mongolia. Permafrost Periglacial Processes, 11: 85-90.

Moore, D.M., (1983): Flora of Tierra del Fuego. Missoury Botanical Garden, 396 pp.

Olivero E.B. y Martinioni D. R. (2001). A review of the geology of the Argentinian Fuegian Andes. Journal of South American Earth Sciences 14: 175–188.

Tuhkanen S. (1992). The climate of Tierra del Fuego from a vegetation geographical point of view and its ecoclimatic counterparts elsewhere. Acta Botanica Fennica 145: 1–64.

Valcárcel-Díaz, M., Carrera-Gómez, P., Coronato, A., Castillo-Rodríguez, F., Rabassa, J. y Pérez-Alberti,, A. (2006): Cryogenic Landforms in the Sierras de Alvear, Fuegian Andes. Permafrost and Periglac. Process. 17: 1–6.

Zhang T. Y Osterkamp T. E. y Stamnes K. (1997): Efects of Climate on the Active Layer and Permafrost on the North Slope of Alaska, U.S.A. Permafrost and Periglacial Processes, 8: 45-67.


241

La multiplicidad de procesos en la evolución de las laderas en medios fríos: el ejemplo de los Andes

Fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina)

A. Pérez-Alberti (1), M. Valcárcel-Díaz (1), P. Carrera-Gómez (1), J. López-Bedoya (1) y R. Blanco-Chao (1)

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxicas e Ambientais (G.I.X.A.). Universidad de Santiago. Praza de Universidade 1. 1782. Santiago de Compostela. [email protected]

Abstract

Multiple processes in the evolution of slopes in cold environments: an example from the Fuegian Andes (Tierra de Fuego, Argentina)

In this work different types of surface ground formations are analyzed and their main characteristics described. Among the factors involved in their evolution, the research suggests that the snow is one of the most important.

Palabras clave: Tierra del Fuego, Argentina, periglaciar, procesos nivales. Key words: Tierra del Fuego, Argentina, periglacial,, nival processes.

1. INTRODUCCIÓN

En los últimos tiempos se han comenzado a emitir por parte de diferentes investigadores (French, 2000; André, 2003) nuevas ideas sobre el papel de los procesos en medios fríos. Frente a la idea de relacionar periglaciar con la existencia de una dinámica marcada por ciclos de hielo/deshielo, materializados en procesos de macro y microgelifracción, ha aparecido otra que considera que éstos no son los únicos determinantes de la dinámica de las laderas y que piensan que en ella tiene un papel primordial la meteorización, tanto física como química, el agua o la nieve. Las investigaciones llevadas a cabo por el grupo de investigación de la Universidad de Santiago de Compostela desde el año 2004 en los Andes Fueguinos, en Tierra del Fuego (Argentina) pueden aportar algunas ideas al debate.

Fig. 1. Situación del área de estudio

El área de estudio (Figura 1), se extiende a nivel altitudinal, desde los 800 a los 1077 m y en ella se pueden individualizar diferentes unidades morfológicas. Una primera, la constituye el nivel aplanado superior, emplazado a 1077 m de altitud; una segunda lo crea otro nivel aplanado, a 990 m. Ambos aparecen bordeados o cortados por valles. En estos últimos las laderas presentan pendientes en torno a

242

los 20º-25º en su segmento superior y los 40º e el inferior.Climáticamente se trata de un área de montaña sub-antártica con una temperatura media anual del aire es de –2º C. La temperatura máxima no supera los 15º C y la mínima los –11º. Los datos de temperatura del suelo muestran una gran variabilidad tanto a nivel anual, como mensual e, incluso, diario.


Con el objeto de conocer qué procesos interactúan en el territorio, se han utilizado diferentes métodos. En primer lugar se ha llevado a cabo una cartografía detallada del sector, situado en las cabeceras de los ríos Tristén y Cotorras, en el entorno del Pico Alvear. En segundo lugar se han instalado parcelas delimitadas con cuerda en las que se han clavado puntas de 16 cm de largo y 3 mm de ancho y se han pintado líneas de clastos ; en tercer lugar se han instalado estaciones de control mediante el uso de dataloggers Hobo, U12, Pendant y Micro HWS, con sensores enterrados a diferente profundidad. También se han llevado a cabo análisis sedimentológicos con el objetivo de poder caracteriza las diferentes facies; y medidas granulométricas en las distintas formaciones superficiales encontradas así como análisis edáficos.

3. EL ENCADENAMIENTO DE LAS FORMACIONES DE LADERA

Un rasgo de las laderas del área es su variabilidad topográfica y sedimentaria. Se pueden individualizar diferentes tipologías en función de su cobertera sedimentaria. Ello permite distinguir derrubios estratificados, materiales de deslizamiento, laderas de bloques y campos de bloques. Los primeros se caracterizan superficialmente por la presencia de cantos alargados que no

suelen superar los 30-40 cm en su eje mayor creando un empedrado constituido por una amalgama de clastos que fosilizan a depósitos ricos en limos y arcillas, agrietados o con formas circulares o elípticas. (Figura 2).

Fig. 2. Vista general de la ladera.

A nivel de afloramiento se observa una alternancia de niveles finos y groseros muy clara (Figura 3).

Fig. 3. Vista del afloramiento del lugar de la Fig. 2.

Los materiales de deslizamiento se diferencian de los anteriores por una menor abundancia de finos. Superficialmente están asociados a lóbulos que progradan ladera abajo. Se trata de acumulaciones de clastos de


243

tamaño heterométrico que pueden alcanzar los 30-40 cm de longitud en su eje mayor aunque, en su mayor parte, no superan los 15-20 cm. La forma que presenta la ladera es muy diferente de la anterior con un gran número de ondulaciones fruto de la coalescencia de los distintos lóbulos.

Fig. 4. Lóbulos.

A nivel de afloramiento se puede observar una mayor heterogeneidad de los clastos así como una menor abundancia de arcillas y limos. Tanto los derrubios estratificados como los materiales de deslizamiento se han desarrollado en áreas dominadas por rocas esquisto-pizarrosas..En aquellas áreas en las que se encuentran pórfidos y basaltos son dominante las laderas y, de manera fundamental, los campos de bloques conformando suelos ordenados (Figura5). Se trata de figuras que superan los dos metros de diámetro y en cuyo sector central tienen, en su mayoría, un núcleo de sedimentos finos. Conviene resaltar que presentan distintos estados de actividad en función de los lugares. Son más activos en los niveles superiores y menos en los inferiores. En sus bordes abundan los clastos angulosos de tamaño heterométrico que, en su mayor parte, no superan los 25 cm de largo en su eje mayor.

Figura 5. Círculos de piedra.

A todo lo anterior hay que añadir que, asociados a los taludes y a los salientes rocosos, tors, son muy abundantes los campos de bloques que se desparraman hacia la parte baja de los interfluvios construyendo numerosos escalones crionivales 6

Figura 6. Escalones crionivales.

4. A MODO DE CONCLUSIÓN

Hay un hecho que llama la atención: el de la existencia de formas y formaciones diversas en un sector muy concreto de los Andes Fueguinos con unas condiciones climáticas uniformes, a nivel general. ¿Cuál es la causa, pues, de los acusados contrastes existentes?. A nuestro entender dos: el relieve y la litología. El relieve no sólo como elemento topográfico sino también en su relación con sus variables altitud y orientación. La altitud, sin embargo, no parece ser un factor esencial. Si por el contrario lo es la orientación porque favorece la acción diferencial del viento y la desigual acumulación de nieve entre unos lugares y otros.

244

La nieve es un elemento básico en la dinámica de las laderas en cuanto que, por un lado, estabiliza el suelo durante los meses invernales, lo que provoca que las temperaturas se sitúen por debajo de 0º y, por otro, favorece la hidratación del suelo, lo que es básico en los ciclos de hielo deshielo, propios de la primavera y el otoño. ¿??????. El papel de la nieve, pues, es fundamental, como ya han puesto de manifiesto Thorn (1988), Humlum y Chistianssen (1998), Kariya (2002) o French (2007), entre otros. Pero también son de suma importancia las interacciones nieve/hielo/escorrentía que favorecen la gelifracción, la caída de materiales y el transporte de finos lo que explica en gran medida la existencia de núcleos finos en muchos lugares, sin olvidarnos de que los cambios de temperatura y la hidratación/desecación de las rocas favorece los procesos de alteración química o biológica como señalan Hall (1997, 1999) o Hall y André (2001). En síntesis se puede concluir que los procesos fríos están vinculados a elementos y factores muy diversos. Entre ellos, los locales tienen un papel determinante en el desarrollo de muchos de los procesos observados.

Agradecimientos Los trabajos de investigación en Tierra de Fuego están financiados por los proyectos CGL2004- 03380/BOS y POL2006-PC091 del Ministerio de Educación y Ciencia.

REFERENCIAS

André, M. F. (2003) Do periglacial landscapes evolve under periglacial conditions?. Geomorphology, 52, 149–164

French, H.F. (2000) Does Lozinski's Periglacial Realm Exist Today? A Discussion Relevant to Modern Usage of the Term `Periglacial'. Permafrost Periglacial Processes 11 35-42.

French, H. (2007). The Periglacial Environment. Wiley & Sons, Ltd. Chinchester.

Hall, K. (1999). The role of thermal stress fatigue in the breakdown of rock in cold regions. Geomorphology, 31, 47-63

Hall, K. (1997). Rock Temperatures and Implications for Cold Region Weathering. I: New Data from Viking Valley, Alexander Island, Antarctica. Permafrost and Periglacial Processes,8.: 69-90

Hall, K y André. M.F. (2001). New insights into rock weathering from high-frequency rock temperature data: an Antarctic study of weathering by thermal stress. Geomorphology, 41, 23–35

Humlum, O. y Christiansen, H.H. (1998): Mountain Climate and Periglacial Permafrost Periglacial Processes, 9, 189-211

Kariya, Y. (2002) Geomorphic Processes at a Snowpatch Hollow on Gassan Volcano, Northern Japan. Permafrost Periglaicial Processes 13, 107–116.

Thorn CE. (1988) Nivation: a geomorphic chimera. In Advances in Periglacial Geomorphology, Clark MJ (ed.). John Wiley and Sons, Chichester; 3–31.

Valcárcel-Díaz, M., Carrera-Gómez, P., Coronato, A., Castillo-Rodríguez, F., Rabassa, J. y Pérez-Alberti,, A. (2006). Cryogenic Landforms in the Sierras de Alvear, Fuegian Andes, Subantarctic Argentina. Permafrost and Periglacial. Processes 17, 1–6.


245

Escalones crionivales en la Sierra de Alvear (Andes Fueguinos, Tierra de Fuego, Argentina)

M. Valcárcel-Díaz (1), A. Pérez-Alberti (1), P. Carrera-Gómez (1), J. López-Bedoya (1) y R. Blanco-Chao (1).

1 Grupo de Investigacións Xeomorfolóxicas e Ambientais. Universidad de Santiago. [email protected] Praza de Universidade 1. 1782. Santiago de Compostela.

Abstract Cryonival steps in the Sierra de Alvear (Fuegian Andes, Tierra de Fuego, Argentina) One of the most significant features in the upper valley of Cotorras, is a set of 16 gently sloping surfaces, arranged in steps at elevations between 864 and 575 m. This paper describes their main characteristics and the methods of study used. The results verify that they are strongly related with the duration and thickness of the snow cover, and that probably they are still active landforms.

Palabras clave: Tierra del Fuego, Argentina, periglaciar, procesos nivales. Key words: Tierra del Fuego, Argentina, periglacial, nival processes.

1. INTRODUCCIÓN

En la literatura científica existen diferentes referencias sobre las llamadas terrazas de crioplanación, terrazas de altiplanación (Eakin, 1916) o rellanos Goletz (Botch y Krasnov, 1951). Inicialmente fueron definidas por Bryan (1946), para describir las nivelaciones del terreno propias de medios periglaciares, limitadas eventualmente por escalones y pequeños escarpes. Se trata de formas características de los medios fríos en las que tienen gran importancia los procesos nivales (Washburn, 1979; Pissart, 1987; Thorn y Hall, 2002). No hay unanimidad en cuanto a su génesis y así contínua el debate si para su formación se requiere la presencia de permafrost (Reger y Péwé, 1976) o si esta no es una condición imprescindible (Demek, 1969; Czudek, 1995). Este hecho y el de que no son muchas las investigaciones recientes sobre el tema es el que ha llevado a los autores a introducirlas entre sus objetivos de investigación en los Andes Fueguinos, en donde existen escalones bien

marcados con unas características bien definidas

Fig. 1. Situación del área de estudio

.El área de estudio (Figura 1) se localiza en Tierra del Fuego (Argentina) en donde dominan las rocas volcánicas, rocas porfiríticas ácidas ricas en cuarzo. Climáticamente se trata de un área de montaña sub-antártica con una temperatura media anual del aire de –2º C. La temperatura máxima no supera los 15º C y la mínima los –11º.

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Con el objetivo de conocer sus características topográficas, se han cartografiado los diferentes escalones mediante GPS. Ello ha permitido delimitar 16 niveles emplazados sobre un corredor que comunica los valles de Alvear y Las Cotorras entre los 864 y los 757 metros de altitud (Figura 2). El estudio detallado muestra la presencia de contactos nítidos entre ellos así como de formas residuales y otras estructuras significativas desarrolladas sobre su superficie, como es el caso de suelos estructurados.

Fig.2: Escalones crionivales.

Para determinar el régimen térmico y conocer la cubierta nivosa y su influencia en la génesis de las distintas formas observadas se instalaron equipos automáticos de medición Hobo, U12 y Pendant, para el registro de temperaturas del aire y el suelo al tiempo que se llevaron a cabo estudios granulométricos con el objeto de saber el tamaño de los clastos a lo largo de los ejes perpendiculares de los diferentes escalones.

3. DISCUSIÓN

La medición de la extensión de los escalones muestra que su superficie media es de 337 m2, con valores que oscilan entre 1158,5 m2 del E4 y 75,6 m2 del E10. La pendiente media es de 7,6 grados, oscilando entre un máximo de 10,9 que presenta E5 y los 5,08 grados del E4. En todos los casos entran dentro de los valores descritos en la literatura sobre el tema por Reger y Péwé, 1976; Washburn, 1979; Czudek, 1995. La conexión entre los escalones varía, realizándose por medio tanto de contactos bruscos con pendiente pronunciada, sobre substrato rocoso como por medio de acumulaciones heterométricas de clastos, o de contactos graduales con pendiente suave. En el primer caso la forma típica es la de un frente de clastos de pendiente pronunciada, superior a 30º y planta ligeramente arqueada, pero también pueden presentarse como taludes de derrubios a modo de rampas que conectan suavemente con el escalón inmediatamente inferior. En el caso de los contactos de substrato rocoso, suelen ser tramos prácticamente verticales que siguen líneas estructurales, como diaclasas o pequeñas fracturas. Su desarrollo vertical es diverso, desde casi dos metros hasta unos pocos centímetros. En este caso el contacto con la superficie horizontal del escalón es un ángulo recto. En algunos escalones el contacto es mixto, de manera que en parte se desarrolla sobre substrato y en parte sobre material suelto. Un caso particularmente interesante de este último tipo es el desarrollado sobre substratos rocosos pulidos y estriado por el paso del glaciar lo que permite observar como las antiguas superficies han sido desmanteladas en su mayor parte, generándose un gran número de clastos a partir de procesos de frost heave .


247

Otro hecho a destacar es la existencia de pequeños tors, sobresaliendo en la superficie. Por lo general se encuentran rodeados, cuando no prácticamente cubiertos por clastos, hecho claramente indicativo de la existencia de intensos procesos de fragmentación de la roca. La información aportada por los sensores de temperatura instalados encima de cuatro de los escalones estudiados puede ayudar a comprender la génesis de estas formas. Un primer dato a resaltar es la gran variabilidad de la temperatura durante los equinoccios de primavera y otoño tal como se puede ver en la figura 3. Mientras que durante el invierno aquella se sitúa en torno a 0º, durante el otoño y la primavera los cambios son muy importantes no tanto cuantitativamente sino cualitativamente.

Fig.3: Temperaturas superficiales de cuatro de los escalones.

Se dice cualitativamente porque al analizar el número de ocasiones en los que la temperatura cambia por encima y por debajo de 0º, se comprueba que hay una marcada diferencia entre la cabecera del escalón, situado al pie de una pared y su parte exterior como se puede ver en la figura 4. Por último otro dato interesante; el cambio en el tamaño de los clastos en la misma dirección. Mientras que al pie de la pared de enlace con el escalón superior su tamaño es muy semejante al de los bloques dibujados por las fracturas en el talud rocoso, en los

sectores más distales el tamaño es mucho menor.

Fig. 4; Ciclos por encima y debajo de 0º desde la cabecera, izquierda, a la parte distal, derecha, del

escalón.

El primer dato, el aumento de los ciclos por encima y por debajo de 0º a medida que se desciende por los escalones, es indicativo del grado de permanencia de la cubierta nival: mayor al pie de las paredes; menor en las áreas distales. Este hecho semeja provocar necesariamente, por una parte, la penetración de la nieve en las discontinuidades de la pared y su posterior congelamiento, fracturación de la roca y caída durante el deshielo y, por otra, a medida que el escalón queda al descubierto, el aumento de los ciclos de hielo/deshielo y una mayor actividad de la crioclastia. A ello hay que añadirle los procesos derivados de la escorrentía por fusión de la nieve tanto aportando humedad intersticial entre los clastos, como transportando elementos finos sobre el suelo helado o saturado por agua. Otro indicador del grado de actividad de los escalones es la distribución de la cubierta vegetal. La actividad crionival condiciona la circulación superficial de agua y genera áreas de cantos crioturbados en los que se adaptan las plantas. En ellos es posible encontrar especies adaptadas al desierto andino como Cerastium arvense, Saxifraga magellanica, Colobanthus subulatus y Nassauvia lagascae, así como el abundante liquen Neuropogon auranthiaco-atra.

248

4. CONCLUSIONES

Las formas analizadas se ajustan a las características descritas en la bibliografía científica para referirse a terrazas de crioplanación. Los autores prefieren denominarlas escalones o terrazas crionivales teniendo en cuenta el papel de la nieve. El estudio de su grado de actividad, y en su caso su puesta en relación con los datos obtenidos en la monitorización de temperaturas y de la cobertura de nieve indica que se trata de formas activas, o que lo han sido hasta época muy reciente.

Agradecimientos Los trabajos de investigación en Tierra de Fuego están financiados por los proyectos CGL2004- 03380/BOS y POL2006-PC091 del Ministerio de Educación y Ciencia.

REFERENCIAS

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Czudek, T. (1995): Cryoplanation terraces-a brief review and some remarks. Geografiska Annaler, 77 A,95-105.

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Valcárcel-Díaz, M., Carrera-Gómez, P., Blanco Chao y Pérez-Alberti, A. (2008). 9th International Permafrost Conference. Fairbanks. En prensa.

Washburn, A.L. (1979): Geocryology, a survey of periglacial processes and environments. New York: Halsted Press.


249

Actividad solifluidal en Sierra Nevada durante el Holoceno tardío

M. Oliva (1), L. Schulte (1) y A. Gómez Ortiz (1)

(1) Departamento de Geografía Física y Análisis Geográfico Regional y Servicio de Gestión y Evolución del Paisaje. Universidad de Barcelona. [email protected].

Abstract Solifluction activity during the Late Holocene in Sierra Nevada (Southern Spain) Headwaters of Río Seco and San Juan valleys have a significant number of solifluction lobes. Dynamic control shows that nowadays most of them are inactive and a few weakly active. The present climatic conditions do not promote intense solifluction although sedimentological profiles of several lobes show enhanced solifluction activity during the last millenniums. The alternation of edaphic layers and solifluction deposits implies different environmental conditions and reflects climate variability during the Late Holocene; colder and/or wetter periods promote solifluction while warm periods induce soil formation.

Palabras clave: Holoceno, periglaciarismo, Sierra Nevada, solifluxión, variabilidad climática. Key words: climate variability, Holocene, periglaciarism, Sierra Nevada, solifluction.

1. INTRODUCCIÓN

La solifluxión es un proceso morfogénico muy extendido en ámbitos periglaciares, especialmente en altas latitudes y más restringido en altas cumbres de latitudes medias. Su dinámica de flujo ha sido extensamente estudiada y relacionada con las fluctuaciones climáticas holocenas, especialmente en la orla alpina (Gamper, 1983; Veit, 1988). La estabilidad de vertientes en tales medios se ha asociado a fases de inactividad solifluidal por ralentización de procesos morfogenéticos y desarrollo de suelos. En el caso de Sierra Nevada, la alternancia entre depósitos solifluidales y horizontes edáficos está permitiendo la reconstrucción de la evolución paleoambiental en alta montaña e induce a considerar implicaciones paleoclimáticas.

La zona de estudio se sitúa en las cabeceras de los valles glaciales de San

Juan y Río Seco, allí donde la cobertura vegetal de tipo herbáceo tiende a recubrir el suelo configurando perfiles topográficos cóncavo-convexos. Estos medios toman el nombre local de borreguiles y es en ellos donde se concentran los lóbulos de solifluxión vegetalizados, debido a la mayor disponibilidad de agua procedente de la fusión de los neveros tardíos. En el valle de San Juan los lóbulos se distribuyen en dos rangos de altura: de 2.474-2.549 y 2.787-2.911 metros. En Río Seco se concentran inmediatamente por debajo de sus lagunas, entre los 2.930-3.005 m.

Fig. 1. Lóbulos en el valle de San Juan.

250

En la actualidad, los controles llevados a cabo no afirman movimiento en los lóbulos (Oliva et al., accepted). El objetivo del presente artículo es detectar la génesis de ellos a través de estudios sedimentológicos y ensayar una cronología ambiental de su formación.

2. MATERIALES Y MÉTODOS

Durante las campañas de trabajo de 2006 y 2007 se ha analizado la estructura interna de más de 30 lóbulos de solifluxión en las cabeceras de los valles de San Juan y Río Seco. Las descripciones edafológicas y sedimentológicas de campo se han realizado basándose en la normativa FAO (2006). Respecto a la analítica de laboratorio, se ha llevado a cabo a partir de las muestras extraídas de cada uno de los horizontes de los lóbulos más significativos.

Estos análisis se han realizado en la Universidad de Berna (Suiza) sobre muestra seca y tamizada < 2 mm. La textura ha requerido tratamiento previo con 10% H2O2 para eliminar la materia orgánica; las arcillas (< 2 µm) y limos (2-63 µm) se han cuantificado con el detector de partículas Micromeritics SediGraph 5100 y las arenas (> 63 µm)

se han determinado por tamizado bajo agua a presión. El contenido de carbono orgánico y la relación C/N se ha medido con un Analizador Elemental y la fracción del hierro pedogénico (Fed) se ha analizado según los procedimientos estándar (Mehra & Jackson, 1960). Una vez realizada esta fase analítica, se seleccionaron diferentes muestras para su concentración polínica y datación por AMS. La concentración polínica se ha realizado en el laboratorio del Departamento de Prehistoria de la Universidad Rovira i Virgili (Tarragona), mientras que las dataciones han sido procesadas en el Angstrom Laboratory (Uppsala, Suecia)

3. DISCUSIÓN DE RESULTADOS

La estratigrafía de numerosos lóbulos de ambos valles muestra una alternancia de depósitos solifluidales y horizontes edáficos. El hecho de que las condiciones climáticas actuales no conlleven solifluxión activa induce a considerar que aquellos lóbulos deban su origen a ambientes pasados más propicios, posiblemente relacionados a temperaturas más bajas y/o mayor grado de humedad. Los resultados obtenidos en sendos casos de lóbulos estudiados así parecen atestiguarlo.

Fig. 2. Cronoestratigrafía de un lóbulo de solifluxión en el valle de San Juan.


251

En el sector de San Juan, un lóbulo catalogado como mud-affected solifluction lobe (Oliva et al., accepted), denota fases diferenciadas en la dinámica de vertientes (morfogénesis/ edafogénesis). La morfogénesis se detecta en la presencia de depósitos solifluidales caracterizados por bajos contenidos de materia orgánica, matriz arenosa e irregulares proporciones de gravas finas y medias (hasta 40%). La edafogénesis se identifica por elevadas proporciones de carbono orgánico (Corg), en muchos casos próximos a valores turbosos, poca o nula presencia de gravas y una matriz más fina. El Fed

es indicativo de la intensidad del desarrollo edáfico.

Respecto a las dataciones obtenidas, cabe señalar que presentan cierta confusión, pues la referente a la base orgánica, a 67 cm de profundidad, refleja una antigüedad de 689±43 años BP, mientras que aquella otra obtenida para 24 cm resulta en 1.342±52 años BP (fig. 2). La comparación con otros horizontes edáficos de lóbulos datados en el macizo induce a aceptar esta segunda como válida y desestimar la primera. La fase orgánica correspondiente a la base del lóbulo quedó truncada por un empuje solifluidal relativo, constatable en una disminución de Corg y una mayor proporción de arenas. El gradual y significativo aumento de materia orgánica que presenta, alcanza su máximo entre el Roman Warm Period(RWP) y el Medieval Warm Period (MWP). El máximo impulso solifluidal acontece durante la Little Ice Age (LIA), que fosiliza el suelo inferior y presenta unas proporciones muy elevadas de gravas y caída del Corg al 3%. Posteriormente, la recuperación de la materia orgánica y la disminución del aporte de gravas, sugieren la extensión de la cobertura vegetal en el fondo del valle de San Juan.

Por lo que respecta a Río Seco, sobresale por sus características un lóbulo instalado al pie de un resalte rocoso que conecta con la laguna homónima, subministrando aporte líquido. Esteban (1994) dató la base del lóbulo en 1120 ± 120 años BP y el inicio de la formación del nivel orgánico superior en 170 ± 120 años BP. Por nuestra parte, hemos datado el suelo intermedio en 652 ± 30 años BP (a 54 cm), validando así las dataciones previas. La base orgánica del lóbulo corresponde al WMP (fig. 3); un primer impulso solifluidal viene caracterizado por un ligero repunte de gravas y arenas con caída de la parte orgánica. Una nueva fase edáfica acontece entre el siglo XIV y finales del XVI, con los máximos de Corg. Rodrigo et al. (1999) determinan la máxima intensidad de la LIA en Andalucía entre 1590-1650, que se refleja en la Sierra con un repunte de actividad solifluidal, intensa aportación de gravas y una brusca caída de Corg. A partir de la segunda mitad de siglo XIX, la recuperación térmica se vislumbra en un nuevo desarrollo edáfico.

4. CONCLUSIONES

Los lóbulos de solifluxión en Sierra Nevada recogen información paleoambiental de la dinámica de vertientes e, indirectamente, de la variabilidad climática de los últimos milenios. Se han tomado dos ejemplos representativos de los numerosos lóbulos de ambos valles. El ejemplo de Río Seco inicia su formación durante el WMP y confirma pequeñas oscilaciones climáticas con dos fases solifluidales: entre 170-500 años BP, la más intensa y entre 700-850 años BP, coincidiendo con el de la LIA. El lóbulo de San Juan, de orientación norte y mayor disponibilidad hídrica, responde más atenuadamente a la variabilidad climática. Este lóbulo detecta la máxima eficacia solifluidal entre 150-800 años BP y otra pulsación menor entre los

252

Fig. 3. Cronoestratigrafía de un lóbulo en Río Seco.

3.200-3.700 años BP (fig. 2), coincidiendo probablemente con la Neoglaciación, que se caracteriza en el continente europeo por niveles de lagos más elevados, disminución en altura del timberline, avances glaciares, abandono de la agricultura en ciertos sectores y aumento de la solifluxión en zonas de montaña (Bell & Walker, 2005). Los análisis cronostratrigráficos de los lóbulos en Sierra Nevada inciden en remarcar períodos cálidos como proclives al desarrollo de suelos incipientes en los niveles de cumbres. Por el contrario, fases más frías y/o húmedas inestabilizan las vertientes. Nuevas dataciones deberán precisar más la sucesión de estos acontecimientos ambientales holocenos.

Agradecimientos La investigación se ampara en el programa FPU (MEC). Se agradece el apoyo de los proyectos 017/2007 de Parques Nacionales (MMA) y Fluvalps-3000 (CGL2006-01111).

REFERENCIAS

Bell, M. & Walker R, M.J. (2005). Late Quaternary Environemental Change. Physical and Human perspectives. PearsonPrentice Hall, Glasgow. 273 pp.

FAO (2006). Guidelines for soil description. United Nations, 133 pp.

Esteban, A., 1994. Evolución del paisaje durante los últimos 10.000 años en las montañas del Mediterráneo occidental: ejemplos del Pirineo Oriental y Sierra Nevada. Tesis doctoral, Univ. de Barcelona.

Gamper, M.V. 1983. Controls and rates of movement of solifluction lobes in the eastern Swiss Alps. Proceedings of the 4h International Permafrost Conference. Fairbanks (Alaska): 328-333.

Mehra, O.P. and Jackson, M.L., 1960. Iron oxide removal from soils and clays by dithionit-citrate systems buffered with sodium bicarbonate. Clays and Clay Minerals, 7: 317-327.

Oliva, M.; Schulte, L. & Gómez Ortiz, A. (accepted). Solifluction Lobes in Sierra Nevada (Southern Spain): Morphometry and Palaeoenvironmental Changes. IXInternational Conference on Permafrost.Fairbanks (Alaska), 29-3 July 2008.

Rodrigo, F.S., Esteban-Parra, M.J., Pozo-Vázquez, D. & Castro-Diaz, Y. 1999. A 500-year precipitation record in Southern Spain. International Journal of. Climatology 19: 1233-1253.

Veit, H., 1988. Fluviale und solifluidale morphodynamik des spät- und postglazials in einem zentralalpinen flusseinzugsgebiet (Südliche Hohe Tauern,Osttirol), Geowissenschaftliche Arbeiten, 13, 167 pp.


253

Procesos solifluidales actuales en Sierra Nevada

M. Oliva (1), A. Gómez Ortiz (1) y L. Schulte (1)

(1) Departamento de Geografía Física y Análisis Geográfico Regional y Servicio de Gestión y Evolución del Paisaje. Universidad de Barcelona. [email protected].

Abstract Current solifluction processes in Sierra Nevada (Southern Spain) Sierra Nevada concentrates an important number of solifluction features, most of them stable under the present climatic conditions. We present a morphological approach to solifluction lobes in Sierra Nevada considering variables such as: altitude, slope, orientation, typology, vegetal cover, length, width and front height. Dynamic monitoring of 16 lobes between August 2005 to August 2007 in different types of solifluction lobes show that solifluction is currently inactive to weakly active in the massif, with only small displacements detected in lobes with large supply of water. Despite the existence of a thick frozen seasonal layer, water availability is not enough to trigger solifluction processes in Sierra Nevada.

Palabras clave: morfometría, periglaciarismo, Sierra Nevada, solifluxión, suelo helado estacional. Key words: morphometry, periglaciarism, seasonal frozen layer, Sierra Nevada, solifluction.

1. INTRODUCCIÓN

La solifluxión en ámbitos periglaciares se define como el lento movimiento de la capa superficial del suelo pendiente abajo por efecto de los procesos de hielo-deshielo. Su ámbito de afectación se extiende mayoritariamente en medios periglaciares desde las altas montañas tropicales hasta las latitudes polares. En la Península Ibérica, el confinamiento del periglaciarismo en los sectores marginales de los relieves más elevados y la inexistencia de infraestructuras y equipamientos en estas zonas ha limitado el estudio de los procesos solifluidales actuales.

Sierra Nevada es un macizo esquistoso ubicado a 37º de latitud norte con alturas superiores a los 3.000 metros, donde los procesos solifluidales gozan de interés morfogénico. Los altos valles y cabeceras de los barrancos de San Juan y Río Seco acogen un número significativo de manifestaciones solifluidales en forma de lóbulos, lenguas, terrazas y mantos.

En el caso de San Juan, de morfología típicamente glacial, la cobertura vegetal es del orden del 3,8% y por lo que respecta a Río Seco, amplio circo abierto a manera de anfiteatro orientado a mediodía, la vegetación sólo ocupa un 1,6% de su superficie.

Los 156 lóbulos cartografiados en San Juan se emplazan entre los 2.474-2.911 metros, mientras que en Río Seco las 46 unidades detectadas se reparten en un escaso rango altitudinal, entre 2.930-3.005 metros.

Fig. 1. Área de estudio.

2. MORFOMETRÍA

254

Se ha clasificado la amplia tipología de geoformas solifluidales presentes en Sierra Nevada adaptando la propuesta de Hugenholtz & Lewkowicz (2002) y Matsuoka et al. (2005). En ella se ha tenido en consideración las siguientes variables: altitud, orientación, pendiente, cobertura vegetal, longitud, anchura y altura del frente (tabla I).

Los lóbulos se asientan en sectores vegetalizados que reciben el término local de borreguiles por su interés ganadero. Se desarrollan en sectores ligeramente inclinados con pendientes comprendidas entre los 5 y 20º y poseen dimensiones métricas en la mayoría de casos, con un frente que oscila entre 50-80 cm de potencia. Atendiendo al grado de recubrimiento vegetal destacan dos tipos de lóbulos: un 72% está mayoritariamente vegetalizado y un 28% tiene mayor predominio rocoso.

El análisis estadístico confirma el significativo control que la pendiente ejerce sobre la longitud (r = 0,63) y anchura de los lóbulos (r = 0,54) y, en consecuencia, sobre la superficie ocupada por los mismos (r = 0,63). La cobertura vegetal está en relación con la temperatura y el drenaje, siendo significativas así las correlaciones que presenta con la pendiente (r = -0,70). La potencia vertical del lóbulo parece venir determinada por las dimensiones del mismo: tanto la longitud (r = 0,74) como la anchura (r = 0,71) muestran correlaciones positivas destacables. En cambio, la orientación no parece jugar un rol importante en la morfometría de los lóbulos (Oliva et al., accepted).

TABLA I. CARACTERÍSTICAS MORFOMÉTRICAS DE LAS GEOFORMAS SOLIFLUIDALES DE SIERRA NEVADA.

Tipología Características Nº lóbulos

(monitorizados) Activos/ estables

Longitud / Anchura / Altura (m)

Pendiente (º)

Low solifluction lobe LSL

Predominio de turba con un frente < 80 cm. 104 (4) 2 / 2 4,4 / 3,6 / 0,47 9,8

High solifluction lobe HSL

Predominio de turba con un frente 80 cm 32 (5) 1/ 4 6,6 / 5,3 / 0,8 11,5

Stone-banked lobe-1 STL-1

Abundancia de gravas/rocas > 50% 6 (1) 1 / 0 5,1 / 3,4 / 0,4 13,0

Stone-banked lobe-2 STL-2

Abundancia de gravas/rocas < 50% 34 (2) 1 / 1 5,4 / 4,5 / 0,5 10,3

Turf-mantled lobes MST

Manto solifluidal, predominio de turba 8 m 6 (1) 0 / 1 13,3 / 12,7 / 0,8 13,1

Stone-mantled lobes MSS

Manto solifluidal, predominio de gravas/rocas 8 m 11 (0) 0 / 0 9,9 / 9,5 / 0,9 14,0

Block STL (block)

Bloque arador transportado en un lóbulo 4 (1) 1 / 0 5,0 / 2,8 / 0,7 8,0

Solifluction terrassettes ST

Pequeñas terrazas de solifluxión 3 (2) 0 / 1 1,1 / 0,8 / 0,2 10,0

Mudflow-affected solifluction lobes

MSL

Lóbulos de forma irregular con matriz fangosa 2 (1) 0 / 1 5,5 / 7,5 / 0,7 8,5


255

TABLA II. MORFOMETRÍA, TOPOGRAFÍA Y COBERTURA VEGETAL DE LOS LÓBULOS

EN SIERRA NEVADA (P < 0.05).

O:orientación; P:pendiente; V:cobertura vegetal; L: longitud; A: anchura; F: frente; S: superficie.

3. DINAMISMO ACTUAL

El control dinámico de la solifluxión se ha realizado mediante la instalación de casi un centenar de estacas en diferentes tipos de lóbulos (tabla I). Las estacas de madera (50 cm de longitud x 3 cm de anchura) se han insertado unos 45-50 cm en el suelo en los frentes y márgenes de cada lóbulo.

Los datos relativos al período agosto 2006-agosto 2007 constatan poca o nula actividad de la solifluxión en el macizo. En el valle de San Juan, con mayor disponibilidad de agua por su orientación norte, el 61,8% de las estacas registraron movimiento, todas ellas inferiores a 0,5 cm/año. En cambio, en el valle de Río Seco, con orientación sur, sólo el 11,8% de ellas mostró desplazamiento, siempre en lóbulos con mayor disponibilidad hídrica (cerca de los cursos fluviales y de neveros de fusión tardía). A su vez, cabe destacar que los valores relativos a la expulsión de las estacas por efecto del hielo-deshielo es superior en ambos valles al desplazamiento horizontal.

También durante el período 2006-2007 se ha controlado la temperatura del suelo con 4 dispositivos Universal Temperature Logger (UTL) a las profundidades de 10, 20, 50 y 100 cm, tomando las temperaturas en intervalos de 2 horas. Las observaciones se han llevado a cabo en un un lóbulo de Río Seco (fig. 1 y 2). El período de observación septiembre 2007-

agosto 2008 se caracterizó por unas temperaturas elevadas hasta inicios de noviembre, con puntas de frío a finales de enero y febrero. Las nevadas tardías de mayo retrasaron la desnevación del lóbulo hasta principios de junio.

El descenso térmico en el suelo es lento y progresivo. Hasta finales de noviembre no se congelan los primeros decímetros de profundidad. La consolidación del manto nival estabiliza el suelo helado en torno a 70 cm de profundidad, con ligeras fluctuaciones en los sensores más superficiales. Si la congelación del lóbulo acontece en varias semanas, su deshielo ocurre en escasos días.

Los valores térmicos positivos de inicios de junio conducen a la fusión nival y deshielo en su totalidad. En apenas tres semanas, a 50 cm de profundidad, se remonta de temperaturas inferiores a 0ºC a valores superiores a 8ºC; este ritmo térmico es similar al que se viene detectando en el Corral del Veleta (Gómez Ortiz et al., 2005).

A pesar de una profunda capa helada estacional, no se detectó desplazamiento en este lóbulo. Su morfología suave y frente definido también insinúan su inactividad bajo el régimen climático actual, sugiriendo la disponibilidad hídrica como factor determinante para la solifluxión en Sierra Nevada.

Fig. 2. Monitorización térmica y dinámica en un lóbulo de solifluxión de Río Seco (3.001 m.a.s.l.)

O P V L A F SO P 0.03 V 0.31 0.18 L 0.05 0.63 0.49 A 0.32 0.54 0.61 0.95 F -0.09 0.29 0.52 0.74 0.71 S 0.29 0.63 0.46 0.96 0.95 0.62

256

-100

-80

-60

-40

-20

de

pth

(cm

)

-100

-80

-60

-40

-20

11/06 12/06 01/07 02/07 05/07 06/07 07/07 08/07

time

03/0710/06 04/07

10

0

-10

10

0

-10

ºC

Fig. 3. Temperatura en el Picacho del Veleta, 3.398 m ( superior) y evolución térmica del suelo en un lóbulo de Rio Seco (inferior) desde septiembre del 2006 hasta agosto del 2007(Oliva et al., accepted)

4. CONCLUSIONES

La dinámica periglaciar en Sierra Nevada ha sido ampliamente estudiada en numerosos enclaves del macizo (Gómez Ortiz et al., 2005), aunque la solifluxión en lóbulos vegetalizados, bien sea por su carácter puntual en la Sierra o por la poca tradición histórica de su estudio en el ámbito peninsular, no ha merecido un análisis más detallado.

La amplia variedad de geoformas solifluidales presentes en Sierra Nevada se ha clasificado en 9 tipologías, atendiendo a su morfometría y cobertura vegetal. El control dinámico de los lóbulos sugiere una solifluxión inactiva con pequeños desplazamientos en enclaves muy concretos favorecidos por una mayor y más duradera presencia de agua. El control térmico en un lóbulo de Río Seco constata que a pesar de la existencia de un horizonte helado de noviembre a junio de hasta 70 cm de espesor, no se detectó movimiento.

Los lóbulos de solifluxión en Sierra Nevada deben su origen a unas condiciones climáticas diferentes a las actuales, con valores térmicos inferiores y/o mayores índices de humedad (Oliva et al., accepted).

Agradecimientos La investigación se ampara en el programa de Formación de Personal Universitario (MEC). Se agradece el apoyo de los proyectos 017/2007 de Parques Nacionales (MMA) y Fluvalps-3000 (CGL2006-01111).

REFERENCIAS

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257

Degradación de hielo glaciar fósil y permafrost

en Sierra Nevada (periodo 2001-2007)

A. Gómez Ortiz (1), F. Salvador Franch (1), J.J. Sanjosé Blasco (2), D. Palacios

(1) Servei de Paisatge-Departament de Geografia Física i AGR. Universitat de Barcelona, [email protected](2) Departamento de Expresión Gráfica. Universidad de Extremadura (3) Departamento de Geografía Física y Análisis Geográfico Regional. Universidad Complutense de Madrid

Abstract Dead ice and permafrost degradation in Sierra Nevada (2001-2007) Topographic control and thermal monitoring of the Veleta cirque rock glacier from 2001 to 2007 indicate the degradation of dead ice and the related discontinuous permafrost. This degradation triggers the subsidence of the overlying detritus cover. The measurements show the close relationship between snow cover, temperatures of the active layer and magnitude of subsidence of the detrital material.

Key words: Veleta cirque, dead ice, permafrost degradation, rock glacier, Sierra Nevada. Palabras clave: Corral del Veleta, degradación, glaciar rocoso, hielo fósil, permafrost, Sierra Nevada.

1. INTRODUCCIÓN

El Corral del Veleta (cabecera del barranco del Guarnón, Sierra Nevada) mantiene enterrado en su tercio más oriental y bajo derrubios masas heladas procedentes de la Pequeña Edad del Hielo (fig. 1).

Figura 1. Panorámica del Corral del Veleta (2003) desde las Posiciones del Veleta (3053 m)

Una muestra de este hielo fue extraída en agosto de 1999 a partir de la perforación realizada en el glaciar rocoso instalado en las cercanías de la laguna del referido Corral. Desde agosto de 2001 este manto de derrubios se

viene monitorizando para determinar su evolución morfodinámica y térmica de la capa activa. Resultados parciales de primeras observaciones fueron ya publicados (Gómez Ortiz et al., 2003).

La información acumulada a lo largo de las diferentes campañas (desde el año 2002 al 2007) permiten plantear hipótesis de trabajo sólidas que tienden a demostrar la existencia de relaciones estrechas de interdependencia entre movimientos del glaciar rocoso (subsidencia, sobre todo), temperatura de la capa activa y grado de recubrimiento nival del suelo, lo que vendría a explicar el proceso continuado de degradación de las masas heladas subyacentes.

Los datos se han obtenido a partir de diversas técnicas e instrumentos. El movimiento del glaciar rocoso a través del seguimiento de testigos fijos (protocolos topográficos, GPS y fotogramétricos (Sanjosé et al., 2007). La temperatura de la capa activa por medio de una cadena de sensores térmicos autónomos tipo datalogger

Estremera (3), L. Schulte (1) y A. Atkinson Gordo (2)

258

(UTL-1). Y respecto a la evolución de la cubierta nival mediante imágenes fotográficas digitales oblicuas tomadas desde lugar fijo.

2. RESULTADOS

Los controles topográficos y térmicos en el glaciar rocoso se han realizado anualmente, durante la última semana del mes de agosto. La cubierta nival ha sido controlada también anualmente, aunque en varias ocasiones a partir del mes de junio.

2.1. Movimientos del glaciar rocoso Los testigos fijos (varillas metálicas, de 80-120 cm de longitud), instalados sobre el glaciar rocoso (altitud media: 3.105 m; dimensiones: 129,6 m de longitud, 37,5 m de anchura y 8 m de espesor medio) se han distribuido cubriendo el tramo frontal, medio y final del mismo (en total 27 puntos).

Las técnicas utilizadas han permitido controlar el movimiento planimétrico (a favor de pendiente) y altimétrico (hundimiento-ascenso). A partir de estos datos también se ha podido calcular la magnitud de pérdida de volumen por subsidencia generalizada (tabla 1).

TABLA I. DESPLAZAMIENTOS Y PÉRDIDA DE VOLUMEN

Periodo Dpm* Dvm* PV** V (m) (m) (m3) (m3) ----------------------------------------------------------------2001-02 0,08 -0,20 1.006 2002-03 0,11 -0,28 1.394 +388 2003-04 0,03 -0,13 651 -743 2004-05 0,20 -0,65 3.183 +2.532 2005-06 0,14 -0,41 2.036 -1.147 2006-07 0,16 -0,40 1.968 -68 ……………………………………………………….. 2001-07 0,72 -2,07 10.238 ________________________________________________________________

* Margen de precisión +/- 3 cm ** Margen de precisión +/- 145,8 m3 Dpm Valor medio desplazamiento planar Dvm Valor medio desplazamiento vertical (subsidencia) PV Pérdida de volumen

V Variación de volumen respecto al periodo anterior ___________________________________________

2.2. Temperatura de la capa activa La temperatura de la capa activa del glaciar rocoso se ha venido controlando en su tramo medio (3.106 m), a distintas profundidades, de manera continua y a intervalos de 6 horas (tabla 2). De la información suministrada, desde 2001, la de mayor interés por su continuidad es la de los niveles -15/-20 cm, -40/-50 cm y -90/-100 cm. A continuación se ofrecen los valores medios (ºC) así como el número de días con temperatura positiva. El periodo seleccionado corresponde a los meses de mayo-agosto (mayo, por ser cuando se inicia la fusión de la nieve en el suelo

TABLA II. TEMPERATURA MEDIA MENSUAL A DIFERENTES PROFUNDIDADES Y NÚMERO DE DÍAS CON TEMPERATURA MEDIA POSITIVA (2002-2007)

________________________________________________________________________________________________________________________________________________

Año 2002 2003 2004 2005 2006 2007 -------------------- -------------------- -------------------- -------------------- -------------------- -----------------Prof. 15 40 90 15 40 90 15 40 90 15 40 90 20 50 100 20 50 ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- My. -2,4 -2,7 sd sd -0,4 -0,3 -0,9 sd -1,3 1,3 sd 0,6 -0,1 -0,2 sd -0,9 -1,0

Jn. -2,3 -2,7 sd sd -0,2 -0,1 -0,1 sd -0,3 9,1 sd 5,9 3,1 2,4 sd 0,1 -0,1

Jl. 6,5 4,5 sd sd 4,2 2,4 -0.1 sd -0,3 13,4 sd 9,2 12,0 10,1 sd 10,5 8,3

Ag. 11,5 9,4 sd sd 11,2 8,1 6,0 sd 3,7 11,9 sd 8,6 10,7 9,5 sd 11,3 10,0 ------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------------ Días+ 51 50 sd sd 49 50 25 sd 26 105 sd 105 84 83 80 68 67

<5ºC 4 6 sd sd 7 11 7 sd 12 11 sd 21 14 14 29 8 9

5-10ºC 13 17 sd sd 10 39 11 sd 14 25 sd 74 18 47 47 30 31


259

y agosto, por realizarse durante su última semana los diferentes controles topográficos). Los valores, en su conjunto, permiten apreciar en el tiempo la progresión de la onda térmica de radiación en el suelo.

2.3. Cobertura nival La evolución del manto nival en la base del Corral del Veleta se ha seguido a través de fotografía digital desde puntos fijos. Las imágenes más significativas son de finales del mes de agosto, que es cuando la nieve en el suelo cubre menor superficie. Las diferentes tomas se han realizado desde el mirador del Corral (3.139 m, visión oblicua) y desde el picacho del Veleta (3.398 m, visión cuasivertical). Respecto al sector estudiado (tercio más oriental del cuenco del Corral) los resultados más relevantes para el periodo estudiado se refieren en la tabla 3.

TABLA III. COBERTURA DEL MANTO NIVAL (TERCIO ORIENTAL DEL

CORRAL DEL VELETA, FINAL DE AGOSTO)

___________________________________________ Periodo/Descripción

Porcentaje ---------------------------------------------------------------- 2002 Mancha junto al frente del glaciar rocoso <5 2003 Manchas rodeando el frente del glaciar rocoso <10 2004 Manchas considerables junto al glaciar rocoso >50 2005 Inexistencia de nieve 0 2006 Inexistencia de nieve 0 2007 Inexistencia de nieve 0 __________________________________________

3. INTERPRETACIÓN/DISCUSIÓN

El análisis y el contraste de los resultados obtenidos muestran estrechas relaciones entre la superficie de nieve cubriendo el suelo, la temperatura de la capa activa y la magnitud del movimiento vertical negativo (subsidencia, Dvm) (véase tabla 1), lo

que viene a confirmar el efecto protector de la cubierta nival sobre el hielo en el subsuelo (Lewkowicz, 1987) o permafrost (Ishikawa, 2003). Muestra significativa de lo descrito es el comportamiento extremo habido entre los periodos 2003-2004 y 2004-2005 (tabla 4). Respecto al resto de periodos analizados siguen, en lo sustancial, la evolución del resto de analizados.

TABLA IV. PERIODOS 2003-2004/2004-2005

___________________________________________ P S PV CN D+

T R nms nps ---------------------------------------------------------------- 03-04 -0,134 651,2 >50 26 <5 7 12 5-10 11 14 >10 7 0 ………………………………………………………. 04-05 -0,655 3.183,3 0 105 <5 11 21 5-10 25 74 >10 69 10 ___________________________________________ P Periodo

S Subsidencia (m) PV Pérdida de volumen (m3) CN Cubierta nival (%) D+ Días con temperatura media positiva (mayo-agosto)

T Total días R Rango de temperatura (ºC) nms Nivel medio del suelo: -15/-20 (cm) nps Nivel profundo del suelo: -90/-100 (cm) ___________________________________________

Por lo que se refiere al periodo 2003-2004 (fig. 2) la cobertura nival en agosto resultó máxima (>50%), consiguiendo mitigar el efecto térmico de la radiación externa en profundidad (en total 26 días con temperatura positiva a –90/-100 cm). La respuesta a todo ello fue una merma de volumen de 651 m3 (subsidencia media de 0,13 m).

Fig. 2. Corral del Veleta. Sector oriental (2004)

260

En el extremo opuesto a la situación anterior se encuentra el periodo 2004- 2005 que ofrece los máximos valores de pérdida (fig. 3). En este caso la ausencia de nieve fue total en agosto y considerable desde mayo, a tenor de los datos térmicos de -15/-20 cm y –90/-100 cm, (en total 105 días con valores térmicos positivos). Estas circunstancias propiciaron una muy eficaz propagación de la onda térmica de radiación en el seno de la capa activa con resultados medios de subsidencia de 0,65 m, (equivalentes a 3.183 m3).

Fig. 3. Corral del Veleta. Sector oriental (2005)

La interpretación de estos datos viene a señalar que las masas heladas en las que se asienta el glaciar rocoso (hielo glaciar fósil y permafrost colindante) han de encontrarse sumidas en procesos de degradación (fusión y/o merma de compacidad). Y por lo que se refiere a los clastos inmersos en ellas, así como aquellos otros del glaciar rocoso, a continuados reajustes internos, lo que debe suponer pérdidas sucesivas de volumen y hundimiento paulatino del paquete clástico (tabla 4).

4. CONCLUSIONES

El Corral del Veleta responde al modelo morfogenético de enclave montañoso recién deglaciado en el que los procesos periglaciares cobran especial relevancia. En 1999 pudo comprobarse que en su tercio más oriental aún existían restos de hielos -de la Pequeña Edad del Hielo

(Gómez et al. 2003)- bajo escombro detrítico caído de la pared que enmarca al cuenco del Corral. El mantenimiento de este hielo glaciar fósil hasta nuestros días se explica por el efecto combinado de amortiguador térmico que ejerce la propia masa clástica que lo recubre y las nieves que perduran en el suelo hasta entrado el verano. Sin embargo, en los últimos años, a causa de la frecuente desaparición de la nieve en el estío, estos efectos son cada vez más limitados. Los resultados de los controles realizados desde 2001 (inestabilidad del glaciar rocoso, evolución térmica de la capa activa y duración del manto nival en verano), vienen a demostrar degradación -pérdida de volumen- del hielo glaciar fósil y del permafrost colindante.

Agradecimientos Al proyecto de investigación 017/2006 del Organismo Autónomo Parques Nacionales (MMA) y al Parque Nacional de Sierra Nevada.

REFERENCIAS

Gómez Ortiz, A.; Palacios Estremera, D.; Luengo, E.; Tanarro, L.M.; Schulte, L. & Ramos, M. (2003). Talus instability in a recent deglaciation area and its relationship to buried ice and snow cover evolution (picacho del Veleta. Sierra Nevada, Spain). Geographiska Annaler,85A (2): 165:182.

Ishikawa, M. (2003). Thermal regimes at the snow-ground interface and their implications for permafrost investigation. Geomorphology, 52: 105-120.

Lewkowicz, AG. (1988). Slope processes. In Clark, MJ (Eds). Advance in Periglacial Geomorphology, John Wiley and Sans. Chichister, 325-368.

Sanjosé Blasco, JJ.; Atkinson Gordo, A.; Salvador Franch, F. & Gómez Ortiz, A. (2007). Application of geomatic techniques to monitoring of the dinamics and to mapping of the Veleta rock glacier (Sierra Nevada, Spain). Zeitschrift für Geomorphologie NF., 51: 78-89.


261

Características de los glaciares rocosos relictos del sector central de Sierra Nevada

B. Palade (1), L. M. Tanarro (1), D. Palacios (1) y A. Gómez Ortiz (2)

(1) Departamento de Análisis Geográfico Regional y Geografía Física. Universidad Complutense de Madrid. [email protected](2) Servei de Gestio i Evolucio del Paisatge. Universitat de Barcelona. Montalegre, 6, 08001 Barcelona.

Abstract Characteristics of relict rock glaciers in the central part of Sierra Nevada. Rock glaciers are part of the Sierra Nevada specific high mountain environment. In the light of present knowledge, rock glaciers are frequently used as important indicators of permafrost and periglacial conditions. In our study area these features are relict, therefore their spatial distribution marks the late Pleistocene extent of mountain permafrost, e.g. at the time of their activity. The present report presents the preliminary results of a project which is intended to analyze the climatic history of Sierra Nevada by studying its relict rock glaciers. At this time, 33 relict rock glaciers between Borreguiles del Dílar and Mulhacén Peak were identified mainly on aerial photographs and field work. The majority belongs to the talus rock glacier type but we also found 3 debris rock glaciers. The most common type is about 215 meters long and 120 meters wide and together they occupy 3 % of the total study area.

Palabras clave: glaciares rocosos, Sierra Nevada, Península Ibérica Key words: rock glaciers, Sierra Nevada, Iberian Peninsula

1. INTRODUCCIÓN

La existencia de glaciares rocosos supone uno de los mejores registros indirectos de las características ambientales de las montañas altas de latitudes medias y zonas polares. En caso de ser activos, estos cuerpos sedimentarios se convierten en indicadores fiables de la presencia de permafrost y si son inactivos o relictos su interés radica en que guardan información valiosa sobre las condiciones ambientales pasadas. La finalidad de este trabajo es realizar una primera caracterización morfométrica y topoclimática de los glaciares rocosos de Sierra Nevada, cuyos resultados se integrarán en un futuro trabajo más completo que tendrá como objetivo final reconstruir los límites del permafrost y ambientes morfoclimáticos en la Sierra, desde el máximo avance glaciar (MAG) hasta la actualidad.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área investigada totaliza 37,7 km2 y se circunscribe a la parte centro-oeste de las cumbres de Sierra Nevada. Ésta coincide con el sector más elevado del macizo (Mulhacén, 3482 m, Veleta, 3395 m) incluyendo las cabeceras de los ríos Veleta, Río Seco y Dílar, encarados al sur y noroeste y Guarnón, Valdeinfierno y Valdecasillas orientados al norte. Estas cabeceras de ríos (barrancos) albergan en su seno diferentes generaciones de glaciares rocosos ya citados por Soria Mingorance y Soria Rodríguez (1986). Las temperaturas medias anuales de la Sierra, a partir de los 3100 m son negativas (Roldán et al., 1996), mientras que las precipitaciones, a 2550 m en vertiente norte, superan los 775 mm (40% en forma de nieve) (Gómez et al.,2001). El sustrato litológico está constituido generalmente por rocas metamórficas muy tectonizadas y muy friables. Generalmente afloran micasquistos

262

grafitosos, feldespáticos y anfibolíticos, cuarcitas y ortogneises. El área de estudio se encuentra en su totalidad modelada por la glaciación cuaternaria (Gómez et al., 2001). Los glaciares generados fueron de tipo alpino y pirenaico. Los primeros, llegaron a alcanzar una cota mínima de 1400 m en el valle de Lanjarón (Gómez et al., 2002). También, la Pequeña Edad de Hielo (PEH) tuvo su incidencia en la Sierra, en particular en los circos de la vertiente norte situados a mayor altitud. De entre ellos, el Corral del Veleta –cabecera del valle del Guarnón- (Gómez et al., 2001), que albergó un pequeño foco cuyos restos perduraron hasta mediados del siglo XX (Gómez y Plana, 2006). La singularidad morfológica de este enclave radica tanto en sus formas deposicionales, elaboradas a partir del Tardiglaciar, como en la morfodinámica actual que lo caracteriza, hechos que lo convierten en sector privilegiado para el estudio de los procesos fríos periglaciares en montaña (Gómez et al., 2002). Además, resulta también singular, por desarrollarse en la actualidad procesos de degradación de hielo glaciar fósil y permafrost y, asociado a ello, la construcción de importantes coladas y lóbulos de piedras que por mecanismos de crio-

reptación y soligelifluxión, principalmente, tienden a conformar pequeños glaciares rocosos.

2. METODOLOGÍA

El estudio preliminar de los glaciares rocosos de Sierra Nevada se ha desarrollado en dos etapas. En una primera, se ha llevado a cabo un inventario de ellos, los del sector central de Sierra Nevada. Su identificación, localización y cartografía se ha hecho mediante fotointerpretación (vuelo americano de julio de 1957, escala 1:33.000 y vuelo nacional de julio de 1985, escala 1:30.000) y reconocimiento de campo. Esta información se pasó a una ortofoto (Junta de Andalucía, 2004) y, posteriormente, se digitalizó en un programa de SIG (ArcGis 9.2). En una segunda etapa se relacionó la distribución espacial de los glaciares rocosos identificados con diferentes variables topoclimáticas (altitud, orientación y radiación solar). Para ello, previamente se levantó el modelo digital de elevaciones (MDE) a partir de la topografía a escala 1:10.000 de la Junta de Andalucía (2005), obteniéndose una resolución de 10 m. El mapa de la radiación solar, para el periodo mayo-noviembre se ha realizado en ArcMap 9.2 utilizando como input el DEM.

Fig. 1. Distribución de los glaciares rocosos en el área de estudio


263

3. PRIMEROS RESULTADOS

En total han sido identificados 33 glaciares rocosos. A excepción del glaciar rocoso del Corral del Veleta, que muestra movimientos tanto horizontales como verticales (Sanjosé et al., 2007), el resto son formas relictas. Los glaciares rocosos analizados tienen una superficie media de 0.036 km2 y suponen más del 3% del área de trabajo. Se originan a una altura media de 2933 m y pueden prolongarse hasta los 2460 m. Respecto a la morfometría tienen, por regla general, una longitud media de 215 metros y una anchura media de 120 metros. El glaciar rocoso más grande y desarrollado está situado en los borreguiles del Dílar (Cascajar del Cartujo). Ocupa un área de 0.7 km2,tiene más de 1,5 km. de longitud, casi 800 metros de anchura y un frente de casi 40 metros de altitud. En cuanto a pendientes, los glaciares rocosos identificados se instalan en superficies con valores medios de 21º, aunque entre magnitudes extremas de 4º (el glaciar rocoso del Corral del Valdeinfierno) y 36º del glaciar rocoso situado en la vertiente noroeste del collado del Veleta (valle del Dílar). Desde un punto de vista morfológico, con algunas excepciones, los glaciares rocosos analizados muestran una topografía típica caracterizada por una sucesión de crestas y surcos (Haeberli, 1985). Las crestas tienen una altura media de 3-5 metros y forman ondas transversales a lo largo de la pendiente.

Fig. 2. Glaciar rocoso en los borreguiles del Dílar

La mayor parte de ellos (90%) presentan una tipología propia de glaciares rocosos de talud (talus rock glaciers, sensu Barsch,1996). Del resto, sólo dos pueden ser clasificados como glaciares rocosos de debris (debris rock glaciers), y uno, instalado en los borreguiles del Dílar, ofrece una morfología y un origen complejo. Es muy probable que éste tenga génesis glaciar, iniciándose tras quedar parte de los hielos glaciares pleistocenos, cubiertos por bloques y derrubios (glacier derived rock glacier, ice-cored rock glacier), origen similar al tipo propuesto por Potter (1972) y Whalley (1974). En conjunto, el porcentaje de los glaciares rocosos orientados al norte, noroeste o noreste supone alrededor del 61%, y de ellos el 25% al norte.

Fig. 3. La cantidad de radiación solar recibida a lo largo de un año por los glaciares rocosos

La relación de la orientación de los glaciares rocosos respecto a la radiación solar permite deducir, en principio, su clara ubicación en enclaves que reciben poca radiación. Esta tendencia se ve confirmada por la supremacía de los glaciares rocosos localizados al norte, noroeste y noreste favorecidos por menores insolaciones y mayores cúmulos de nieve. Aparte de esto, el gráfico de las orientaciones muestra otra tendencia, y es la localización también de glaciares rocosos en laderas expuestas al este y sureste. La

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explicación deriva de la influencia que ejercen los vientos de poniente sobre las lomas y altiplanicies encaradas al oeste y que se traduce en el barrido de nieves y en su acumulación en cuencos y depresiones orientadas a sotavento (al este y sureste), fenómeno conocido por sobrealimentación nival por efecto eólico. En el caso de Sierra Nevada, muy eficaz incluso durante las épocas glaciares.

Fig. 4. Orientación de los glaciares rocosos

Algunas evidencias geomorfológicas y biogeográficas (morfometría, desgaste de clastos, formas locales, presencia de pastizal, etc.) parecen indicar varios tipos y fases en la formación de los glaciares rocosos. Para identificarlos y diferenciarlos, es necesario llevar a cabo mas trabajos morfosedimentarios y de campo. De momento, y con el deseo de establecer la cronología de las fases de su elaboración, se han tomado varias muestras de bloques de diferentes cuerpos de glaciares rocosos para su datación mediante la técnica de isótopos cosmogénicos.

REFERENCIAS

Barsch, D. (1996). Rockglaciers. Indicators for the present and former geoecology in high mountain environments. Springer, Berlin, 331 pp.

Gómez, A., Palacios, D., Ramos, M., Tanarro, L.M., Schulte, L., Salvador, F. (2001). Location of permafrost in marginal regions: Corral del Veleta, Sierra Nevada, Spain. Permafrost and Periglacial Processes 12, 93-110.

Gómez, A., Schulte, L., Salvador, F., Sánchez, S., Simón, M. (2002). Mapa geomorfológico de Sierra Nevada. Morfología glaciar y periglaciar. Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía, Parque Nacional de Sierra Nevada, Granada, 86 pp.

Gómez, A. y Plana Castellví, J. A. (2006). La pequeña Edad del Hielo en Sierra Nevada a partir de los escritos de la época (siglos XVIII y XIX) y relaciones con el progreso de la geografía física y geomorfología española. Boletín de la Asociación de Geógrafos Españoles, 42, 71-98.

Haeberli, W. (1985). Creep of mountain permafrost: internal structure and flow of alpine rock glaciers. Mitteilungen der Versuchsanstalt für Wasserbau, Hydrologie und Glaziologie ETH, Zürich 77, 1-142.

Junta de Andalucía (2004). Ortofotografía digital de Andalucía en blanco y negro. Provincia de Granada. Sevilla.

Junta de Andalucía (2005). Modelo digital del terreno de Andalucía. Relieve y orografía. Sevilla.

Potter, N. (1972). Ice-cored rock glacier, Galena Creek, northern Absaroka Mountains, Wyoming. Geological Society of America Bulletin 83, 3025-3058.

Roldán C., Montávez J.P., Rodríguez, A., Jiménez, J.I. (1996). Contribución al estudio del régimen térmico en la zona esquiable de Sierra Nevada. En Chacón, J. (ed.): I Conferencia Internacional Sierra Nevada. Universidad de Granada – Sierra Nevada 96, Granada, 55-70.

Sanjosé, J.J., Atkinson, A., Gómez, A. y Salvador Franch, F. (2007). Técnicas geodésicas y fotogramétricas aplicadas al análisis de la dinámica y cartografía del glaciar rocoso activo del Corral del Veleta (Sierra Nevada) durante el periodo 2001-2007. Mapping 122, 26-32.

Soria Mingorance, J. y Soria Rodríguez, M. (1986). Depósitos de glaciares rocosos en Sierra Nevada. Acta Geológica Hispánica, 21-22, 123-129.

Whalley, W.B. (1974). Origin of rock glaciers. Journal of Glaciology 13, 323-324.


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La Pequeña Edad de Hielo en A Serra do Candán (Pontevedra)

M. Otero Otero (1) y F. Castillo Rodríguez (1)

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxicas e Ambientais. Departamento de Xeografía. Universidad de Santiagode Compostela. Praza de Universidade nº1. 15782. Santiago de Compostela

Abstract The Little Ice Age in A Serra do Candán (Pontevedra) The main objective of this article is to verify the influence of the Little Ice Age in Galicia from “neveras” in a Serra do Candán as valid record of historic climatology. Historical data on trade of the snow, the location and types of “neveras”, together with an analysis of climatic data will be studied to demonstrate the existence of such a period.

Palabras clave: Climatología histórica, Pequeña Edad de Hielo, nevera, Galicia Key words: Historic climatology, Little Ice Age, nevera, Galicia.

1. INTRODUCCIÓN

Dentro de la paleoclimatología, se encuentra la rama de la climatología histórica, basada en la utilización de datos históricos para la reconstrucción ambiental. La existencia de neveras o pozos de la nieve en A Serra do Candán, será usados en este trabajo como recurso de la climatología histórica para verificar la influencia de la Pequeña Edad de Hielo en Galicia.

2. DESCRIPCIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

A Serra do Candán pertenece a la zona central de la denominada Dorsal Gallega. Geológicamente se encuadra dentro de la Zona de Galicia-Tras os Montes, concretamente, en la zona de dominio esquistoso, compuesto básicamente por esquistos micáceos y cuarcíticos, paragneises esquistosos, paragneises intercalados con niveles de anfibolitas, ortogneises y cuarcitas. El relieve se presenta culminado por superficies planas, que ofrecen un aspecto de redondez y suavidad al paisaje, dentro de las cuales se diferencian los restos de una antigua superficie de erosión, posiblemente de finales del Terciario o comienzos del

Cuaternario y desarrollada en dos escalones, el primero entre los 900-1.000 m de altitud y el segundo entre los 500-600 m. Los datos meteorológicos, obtenidos de la estación de Pereira situada a unos 710 m, desde el año 1990 hasta el 2001, muestra valores de una precipitación media anual de 1550 mm, y una temperatura media anual de 10’8 ºC. Los dos elementos presentan un carácter estacional: máximos pluviométricos en el invierno, con medias de 286’8 mm y 234’8 mm en diciembre y enero, y mínimas en el verano, con medias de 49’2 mm y 33’3 mm en junio y julio respectivamente. Las temperaturas muestran las medias más bajas en enero con 5’8 º C y 6 ºC en diciembre, y las más altas en julio y agosto, con 16’7 ºC y 17’3 ºC respectivamente.

2. LA PEQUEÑA EDAD DE HIELO

Matthes en 1939, sin hacer ningún tipo de datación fue el primero en introducir el término de Pequeña Edad de Hielo para referirse a una época de moderado avance glaciar después de un período cálido. Sin embargo, tanto esta definición, como el establecimiento de una datación y el alcance de este periodo tuvo bastantes controversias y

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distintas posiciones al respecto. De forma general podemos decir que para los glaciares del Norte de Europa comenzaría a finales del s. XIII (Grove, 1998), mientras que en latitudes más bajas, en zonas como Galicia lo haría a finales del s. XV (Martínez Cortizas y Pérez Alberti, 1999). Sí hay coincidencia en que las condiciones climáticas no fueron estables en este periodo y alternaron momentos más cálidos con otros más fríos.

3. LAS NEVERAS O POZOS DE LA NIEVE

En la Península Ibérica el origen de los pozos de la nieve o neveras tiene que ver con la llegada de los árabes, mientras que en Galicia las primeras referencias son de la época bajo medieval. Por ejemplo, tenemos constancia de este tipo de construcciones en Francia, Italia, incluso en el desierto iraní, y ya dentro de España en Mallorca, Cataluña, Albacete, Vizcaya o Galicia, entre otras muchas localizaciones. Sus formas van desde las más antiguas y rudimentarias, que eran simples excavaciones a cielo abierto, sótanos o cuevas, a posteriores edificaciones más complejas, con pasillos, cúpulas, etc.

3.1 Las neveras de A Serra do CandánEn la actualidad, en A Serra do Candán solo se conservan parcialmente dos neveras, pero tras la revisión de los Mapas Generales del Catastro, según Fernández Cortizo (1996), habría en el siglo XVIII un total de seis neveras que se disponían en grupos de dos. Las denominadas neveras de Suapica y Masgalán fueron destruidas y son las dos neveras de Vilariño-Fixó las únicas que se conservan parcialmente. Estas se encuentran excavadas en el terreno con una forma tronco-cónica y con medidas que van desde los 6’50 m a los 7’50 m

de ancho, y unas profundidades de 3’80 a 4’50 m. Los muros de ambas están hechos con micaesquistos y la presencia de trozos de teja en el fondo y un conducto por fuera, nos hace pensar en que pudieran tener un tejado y un desagüe.

Figura 1. Forma hipotética de la nevera de Vilariño-Fixó

3.1.a Emplazamiento Todas las neveras se sitúan en torno a la curva de nivel de los 800 m. Las neveras de Vilariño-Fixó (figura 1) entre los 810 m y los 815 m y con una orientación noreste; las de Masgalán, en los 810 m y una orientación norte, mientras que las neveras de Suapica, se sitúan entre los 775 m y los 785 m y orientación noreste. Se encuentran en zonas de morfología aplanada en torno a los 800 m, altitud por encima de la cual se conservaría una cubierta de nieve suficiente como para poder realizar las labores de recogida y almacenaje de esta. Están próximas a escarpes, a veces con desniveles de 300 m y con clara orientación norte, que serían los mejores neveros naturales, de los cuales se recogía la nieve que, posteriormente, sería almacenada y transformada en hielo en los pozos.

3.1.b Datos históricos y límite temporal del comercio de la nieve en A Serra do Candán Según los datos históricos (Fernández Cortizo, 1996) las neveras propiedad del Monasterio de Aciveiro y el comercio


267

de su hielo suponían una importante fuente de ingresos para éste. El mayor apogeo se da en los siglos XVI y XVII, momento de mayor número de neveras así como de producción y venta de nieve. Hasta 1710, este comercio presenta un signo positivo, pero a partir de esta fecha comienza a decaer mostrando saldos negativos. El abandono de estas neveras se cree que pudo comenzar a mediados del siglo XVIII (Fernández Cortizo, 1996)

4. PEQUEÑA EDAD DE HIELO EN A SERRA DO CANDÁN. DATOS PALEOAMBIENTALES Y RELACION CON LAS CONDICIONES CLIMÁTICAS ACTUALES.

Para plantear una reconstrucción paleoclimática en la zona de A Serra do Candán, así como la comparación con la situación actual, se tomó como base el estudio realizado para la elaboración del Atlas Climático de Galicia, (Martínez Cortizas y Pérez Alberti, 1999). Partiendo de la información de 217 estaciones meteorológicas repartidas por el territorio gallego. Se trata de una serie de información poco extensa, ya que la mayoría de las estaciones fueron instaladas en los años 60 y 70, mientras que otras ya no existen en la actualidad; otro problema añadido es que las series están incompletas. Debido a esto, se hizo una estimación de los datos ausentes y una vez normalizados y homogeneizados, (Martínez Cortizas y Castillo Rodriguez, 1996), se identificaron en áreas geográficamente coherentes los sectores del gradiente vertical, teniendo en cuenta las variaciones espaciales que pueden ocasionar diferentes factores geográficos como por ejemplo la altura. Por último, la información paleoclimática, está basada en las investigaciones geoquímicas en turberas de A Serra do Xistral, información

modificada de Martínez Cortizas et al(1999), y que nos permite hacer una reconstrucción para el último periodo del Holoceno. Las información fue acoplada a un modelo digital del terreno mediante un SIG.

4.1 Las neveras como indicadores paleoambientales Las neveras y en concreto su altitud, es la base para el análisis de los datos del modelo digital. Todos los pozos de la nieve se situaban entre los 775 m y los 815 m de altitud, y el modelo de reconstrucción paleoambuiental indica que entre estas altitudes las temperaturas fueron durante la Pequeña Edad de Hielo de 9’15 ºC, mientras que en la actualidad los valores son de 11’65 ºC, por lo que tendríamos que durante el periodo frío las temperaturas fueron unos 2’5 ºC más bajos que hoy en día (Martínez Cortizas et al, 1999a). Los valores de menor temperatura que se dan hoy sobre los 1.000 m de altitud y que rondan los 10’5 ºC y los 10 ºC, se dieron en la Pequeña Edad de Hielo por debajo de los 800 m de altitud, mientras que en esa altura los valores pudieron ser inferiores a los 8 ºC. Además, si tenemos en cuenta el Gradiente Térmico Vertical, podemos deducir hipotéticamente que los 800 m en los que se sitúan las neveras sufrirían durante la Pequeña Edad de Hielo los valores que hoy se dan sobre los 1200 m. Si extrapolamos estos valores hipotéticos a Serra dos Ancares, la precipitación en esta sierra y a esa altitud, oscila entre los 2000 y los 2250 mm al año, (Rodríguez Guitián y Guitián Rivera, 1993), y esto nos haría suponer también unas precipitaciones más abundantes que las actuales. Pero estos valores aún serían mayores si tenemos en cuenta el gradiente de precipitación. Debido a la disposición del relieve en Galicia y a los mecanismos circulatorios responsables

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de las precipitaciones, se definen para diferentes sectores dentro de los cuales las vertientes de barlovento de A Serra do Candán conseguirían el óptimo pluviométrico por encontrarse en las primeras zonas donde las masas oceánicas descargan su agua (Martínez Cortizas et al, 1999b). Tendríamos así un gradiente de 93 mm por cada 100 m de ascenso altitudinal, mientras que en el sector de los Ancares le correspondería un gradiente de 75 mm/100m (Martínez Cortizas et al,1999b). Así se puede describir la situación climática de A Serra do Candán durante la Pequeña Edad de Hielo, caracterizada por inviernos de mayor duración que los actuales, y principalmente con un volumen de nieve abundante, incluso con primaveras con presencia de este elemento, además de veranos cortos, frescos y húmedos.

5. CONCLUSIÓN

Después del estudio histórico así como el análisis climático a partir de las neveras de A Serra do Candán, estas deben ser consideradas como registros válidos para la climatología histórica. Este análisis demostró que las temperaturas pudieron ser durante la P.E.H. unos 2’5 ºC más bajos que en la actualidad, que junto a unos valores más altos de precipitación daría también una nivación mayor. Esto no hará más que corroborar la existencia de indicadores de la Pequeña Edad de Hielo en Galicia.

Agradecimientos Los trabajos de investigación se enmarcan dentro del proyecto REM 2003-0392 del Ministerio de Educación y Ciencia.

REFERENCIAS

Fernández Cortizo, C. (1996). Neveras y cosecha de nieve en galicia (siglos XVII-

XVIII). Obradoiro de historia moderna, 5, 41-66

Castillo Rodríguez y Blanco Chao (1999): Precipitación. In Martínez Cortizas, A., Pérez Alberti, A., (coordinadores). “Atlas climático de Galicia”. Pp 75-93. Xunta de Galicia.

Grove, J. M., (1988). “ The Little Ice Age”.Routledge, London and New York.

Martínez Cortizas, A., Castillo Rodríguez, F. y Blanco Chao, R. (1999 b): Precipitación. In Martínez Cortizas, A., Pérez Alberti, A., (coordinadores). “Atlas climático de Galicia”. Pp 75-93. Xunta de Galicia.

Martínez Cortizas, A., Pontevedra Pombal, X., García-Rodela, E., Novoa Muñoz, J. C. Y Shoyyk, W. (1999 a): Mercury in Spanish pea bog: archive of climater change ans atmospheric metal deposition. Science, 284: 939-942.

Martínez Cortizas, A., Pérez Alberti, A., coordinadores. (1999). “Atlas climático de Galicia”. Xunta de Galicia.

Matthes, F. E. (1950). “The little Ice Age of the historic times”. Ed. Fryxel

Rodríguez Guitián y Guitián Rivera, 1993): El piso subalpino en la sierra de Ancares: condicionantes geomorfológicos y climáticos de la distribución de las comunidades vegetales, pp 165-181. in Pérez Alberti, Guitián Rivera, Ramil Rego,(eds.): La evolución del paisaje en las montañas del entorno de los Caminos Jacobeos. Xunta de Galicia.


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Evolución glaciar del Valle de Pineda (Cordillera Cantábrica, Palencia) a partir de la interpretación de

depósitos morrénicos.

R. Pellitero Ondicol (1)

(1) Universidad de Valladolid. Departamento de Geografía. Email: [email protected]

Abstract Glaciar evolution of Pineda Valley (Cantabrian Range, Palencia) based on the interpretation of morainic deposits. This work has the aim of extending geomorphological knowledge on glacial evolution of Pineda Valley (Cantabrian Range, Palencia) based on the interpretation of moraines and other glacial landforms we have identified. Thus we are able to identify four different glacial phases from the glacial maximum to a high cirque phase.

Keywords: Valle de Pineda, evolución glaciar, morfoestratigrafía.

Figura 1: El Valle de Pineda, situación y restos morrénicos reconocidos.

1. INTRODUCCIÓN

En este trabajo se establece una hipótesis de evolución glaciomorfológica del Valle de Pineda a partir de los depósitos morrénicos identificados. Para ello acudimos a una explicación morfoestratigráfica.

El Valle de Pineda recoge las aguas que drenan la alineación montañosa de Peña

Prieta (2539 metros) – Curavacas (2525 metros), cuya altitud oscila entre los 2047 metros del Collado del Vés y las citadas altitudes máximas. El río Carrión lo recorre en toda su extensión realizando un trazado plagado de cambios bruscos de dirección.

2. EVIDENCIAS DE EROSIÓN Y ACUMULACIÓN GLACIAR.

270

El Valle de Pineda albergó un aparato glaciar de considerable dimensiones, alimentado por las caras septentrional y oriental de la citada alineación Curavacas – Peña Prieta (Frochoso y Castañón, 1996 y 1998), permaneciendo las caras meridionales libres de la acción del hielo casi por completo.

El vestigio de acción glaciar a menor cota en el valle se encuentra a 1400 metros de altitud. Aquí el valle se ensancha y encontramos una morrena frontolateral de un glaciar adosado a la ladera occidental. A partir de aquí los depósitos morrénicos que tapizan dicha ladera nos revelan el espesor del glaciar en su pulsación mayor.

Un kilómetro aguas arriba se encuentra el complejo morrénico frontal de La Rabina, a 1460 metros de altitud. Se trata de un frente bien desarrollado, con varias morrenas frontales fácilmente visibles. De ello deducimos que el frente glaciar se mantuvo retenido a esta altura durante un largo periodo de tiempo.

Aguas arriba de este complejo frontal, en Santa Marina, el Valle de Pineda gira en dirección W- E. Aquí la ladera N se reduce a un pequeño altozano que separa el Valle de Pineda del vecino Valle de Araúz. Se ha identificado la existencia de depósitos morrénicos adosados a la ladera occidental de la Horca de Lores, hasta los 1650 metros de altitud (ver mapa 1). Esta altitud no puede ser fiable como límite superior del área glaciada, ya que esta ladera sufrió un gran deslizamiento rotacional, aunque nos permite afirmar que el glaciar ocupó el Valle de Araúz.

Los deslizamientos se repiten en toda la ladera meridional del Valle de Pineda hasta la Cola del Curavacas: deslizamientos rotacionales de amplio radio -y deslizamientos traslacionales

más superficiales- han modificado la forma en artesa de la ladera y han invadido el valle, dificultando el reconocimiento de formas glaciares. No obstante en las cercanías de Santa Marina pueden distinguirse dos morrenas laterales 80 y 180 metros por encima del nivel de base actual del valle. Sin embargo la ladera septentrional mantiene una forma de artesa uniforme desde el Pico Lezna hasta el citado altozano de Santa Marina. Es de destacar el pequeño collado de Picorbillo, que hemos interpretado como un collado de transfluencia glaciar a 1780 metros de altitud.

Siguiendo el valle hacia el W encontramos un brusco estrechamiento del mismo. Aquí el Carrión corta la Cola del Curavacas, un cordal que quedó libre de hielos durante el máximo glaciar. En la ladera septentrional un gran deslizamiento que afecta a material morrénico nos sitúa la lengua correspondiente al máximo glaciar a una altitud de 1900 metros: aquí el glaciar tendría un espesor de 400 metros durante la fase pleniglaciar. Aguas arriba del Estrecho el valle vuelve a ampliarse en la Vega de Cantos, lugar en el que confluían los hielos provenientes del Circo del Curavacas al S, del Circo del Vés al SW, de Fuentes Carrionas al W y del glaciar septentrional de Peña Prieta a través de los Puertos de Riofrío y el valle de Cueto Redondo al N (Frochoso y Castañón, 1996 y 1998). En Vega de Cantos pueden apreciarse dos hombreras glaciares correspondientes a las dos pulsaciones mencionadas.

Los depósitos correspondientes a etapas posteriores revelan un glaciarismo de valle en el que las lenguas no son coalescentes. Así de E a W encontramos una morrena frontal a 1670 metros en el valle del Aº Lagunillas y a 1630 metros


271

en el valle del Aº del Manzano. En el caso del valle de Riuplanes y El Hospital hay vestigios glaciares hasta su base en el Valle de Pineda, pero sin llegar a ocuparlo. Del circo del Curavacas bajaría un glaciar que depositó el material morrénico existente en la pared meridional de Vega de Cantos, distinguiéndose otra lengua que, bajando del Pico de la Curruquilla acabó por cerrar la cubeta donde se ubica el Pozo Curavacas. El glaciar del Vés ocupaba toda la extensión de pradera al W del gran afloramiento calizo occidental, quedando su frente estabilizado en un umbral 200 metros por encima de la Vega de Cantos, mientras que el glaciar de Fuentes Carrionas llegaría hasta el sector de Vega de Cantos, como lo atestigua la morrena lateral que se hunde bajo los depósitos fluviales lo tapizan.

Por último existen vestigios de una pulsación acantonada en los circos cuyo límite inferior se situó a 1900 metros de altitud. Lo constituyen cierres morrénicos de pequeñas cubetas, origen de todas las lagunas existentes en el área de estudio, exceptuando el Pozo Curavacas. Encontramos estos vestigios tanto en el circo de Lagunillas como en el de Las Huelgas (Pozo Oscuro), El Hospital (Hoyo Muerto), circo del Curavacas y el Vés (Pozos del Vés). En la cara septentrional del circo de la Curruquilla se darían condiciones periglaciares, lo que permitió la formación de un glaciar rocoso de 600 metros de longitud y 200 metros de desnivel, alimentado por un voluminoso talud de derrubios aun hoy activo.

3. EVOLUCIÓN GLACIAR:

A continuación se establece una cronología relativa de las distintas fases glaciares, lo que nos permite relacionarlas con otros macizos

glaciados cercanos. Al igual que en algunos de estos macizos, en el Valle de Pineda pueden establecerse cuatro fases:

1. Pleniglaciar: Existiría un glaciar de tipo alpino complejo cuya lengua poseería una longitud de unos 15 kilómetros desde Fuentes Carrionas hasta su frente a 1400 metros en el Valle de Pineda. Esta fase se caracteriza por la conexión entre circos, existiendo una gran transfluencia glaciar desde el sistema de Peña Prieta al Norte (Frochoso y Castañón, 1996 y 1998). La lengua glaciar alcanzaría los 400 metros de espesor en la Vega de los Cantos, transfluyendo en el actual Collado de Picorbillo hacia los Llanos de Pineda. Este máximo glaciar ha sido establecido entre los 70.000 y 24.000 años B.P. en el Valle de Tena (Martínez de Pisón y Serrano, 1998) y entre 40.000 y 18.000 años en Picos de Europa (González, 2006).

2. Retroceso I: Se trata de una etapa de estabilidad glaciar, como denota el extenso complejo frontal de la Rabina, los abundantes restos morrénicos laterales y la hombrera que separa el circo del Curavacas y la Vega de Cantos originada durante este estadio. Existiría un glaciar de tipo alpino de unos 200 metros de espesor en el que ya no existen transfluencias hacia otros valles.

3. Retroceso II: En esta etapa el Valle de Pineda estaría plenamente deglaciado, y las lenguas glaciares se circunscribiría a los valles de cabecera. Las alineaciones morrénicas de esta etapa se sitúan perpendiculares a la dirección del Valle de Pineda allá donde haya una debilidad estructural en los valles (El Hospital, Riuplanes), mientras que en los demás casos los glaciares se estabilizaron en umbrales formados en etapas previas (circo del Curavacas, el Vés y Aº Lagunillas).

272

Figura 2: Evolución glaciomorfológica del Valle de Pineda. 1. Pleniglaciar; 2. Retroceso I; 3. Retroceso II; 4. Fase de altura.

4. Fase de altura: Se reduce a pequeños glaciares de circo situados en las orientaciones más favorables (N, NE y E) y protegidos por altos escarpes. En esta etapa conviven condiciones glaciares de tipo marginal con condiciones periglaciares, de las que han quedado abundantes restos (voluminosos taludes de derrubios, protalus lobes y glaciares rocosos). Este hecho ha sido constatado en otros macizos cercanos (González, 2001). Esta etapa glaciar de altura ha sido tradicionalmente adscrita al Tardiglaciar, entre 16.000 y 10.000 años B.P (González, 2006; Valcárcel y Pérez, 2002; Martínez de Pisón y Serrano, 1998).

Agradecimientos Este trabajo ha sido llevado a cabo dentro del programa FPU del Ministerio de Innovación.

4. BIBLIOGRAFÍA:

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Frochoso, M. y Castañón, J.C. (1998). El relieve glaciar de la Cordillera Cantábrica. En Gómez, A. y Pérez, A. (Eds.): Las huellas glaciares en las montañas españolas. Universidade de Santiago de Compostela. 83 – 137.

González, R.B. (2001). Estudio Geomorfológico de la Montaña Central de León. Los Valles del Torío y Curueño. Tesis Doctoral. Universidad de León. 466 pp.

Martínez de Pisón, E. y Serrano, E. (1998). Morfología glaciar del Valle de Tena (Pirineo Aragonés). En Gómez, A. y Pérez, A. (Eds.): Lashuellas glaciares en las montañas españolas. Universidade de Santiago de Compostela. 239 – 261.

González J.J. (2006). El Macizo Central de los Picos de Europa. Geomorfología y sus implicaciones geoecológicas en la alta montaña cantábrica. Tesis Doctoral. Universidad de Santander. 819 pp.

Valcárcel, M. y Pérez, A. (2002). La glaciación finipleistocena en el sector noroccidental de las montañas leonesas: la Sierra de Ancares. En Redondo J.M. et al. (Coords.): Elmodelado de origen glaciar en las montañas leonesas. Universidad de León. 67 – 100.

GEOMORFOLOGÍA LITORAL


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Rasgos geomorfológicos y sedimentarios del campo dunar de Liencres (Cantabria)

P. Martínez Cedrún (1) y G. Flor (2)

(1) Departamento de Ciencias de la Tierra y los Materiales. Avenida de los Castros, s/n. 38000 Santander. [email protected] (2) Departamento de Geología (Área de Estratigrafía). C/ Arias de Velasco, s/n. 33005 Oviedo. [email protected]

Abstract Geomorphologic and sedimentary patterns of the dune field of Liencres (Cantabria) The coastal sand dunes of Liencres (Cantabria) are directly related to the mouth river Pas and the barrier of its estuary. It can be divided in three geomophological zones from W to E side: 1) the embrionary dune field which culminates the estuarine barrier, 2) the parabolic field, where the inner zone contains two great geometries and the outer eolian complex, including parabolic and tongue-like dunes, and discontinuous foredunes, and 3) the broad zone of climbing dunes mainly represented by mixed dunes (erosive and depositional geometries). Grain size is medium sand, coarser, better sorted and more bioclastic content in the beach than in the dune fields. Detailed granulometric statistics are used to differentiate dune typologies and some parametric zones in foredunes: crests, stoss and lee sides.

Palabras clave: morfología, sedimentología, dunas de Liencres, Cantabria. Key words: morphology, sedimentology, Liencres dunes, Cantabria.

1. INTRODUCCIÓN

El campo dunar de Liencres forma parte de la barrera confinante del estuario del Pas (área central de Cantabria), pero ocupa una superficie adicional hacia posiciones orientales hasta completar 194,55 ha. Fue declarado como Parque Natural de las Dunas de Liencres en 1986 dadas sus características botánicas singulares, pero ha sido escasamente estudiado desde el punto de vista geomorfológico. Un estudio pionero fue llevado a cabo por Flor (1980) en que describe las formaciones dunares de este entorno desde el punto de vista de la identificación de las tipologías morfológicas al objeto de establecer un inventario general de las dunas de Cantabria. Posteriormente, Flor y Martínez Cedrún (2000 y 2004) detallan algunas aspectos morfológicos históricos del estuario y campo dunar. Arteaga y González (2002), Arteaga (2004) y Arteaga y de San José (2004)

hacen algunas precisiones sobre algunos aspectos. En este trabajo se aportan las bases geomorfológicas básicas de este campo dunar, incluyendo algunos datos sedimentológicos y sobre su génesis.

2. ZONACIÓN GEOMORFOLÓGICA

Se puede subdividir en 3 zonas principales (Fig. 1). 1) dunas embrionarias, que ocupan la casi totalidad de la flecha-barrera, 2) dunas parabólicas, justo hacia el E hasta donde empieza el borde acantilado de posplaya y 3) dunas remontantes, que se extienden hacia el E y están fijadas mediante arbolado de pinar.

2.1. Dunas embrionarias La altitud culminante de esta barrera confinante no baja de los 7,0 m, la cual está sometida a arrasamientos y a roturas por oleajes de tormenta. Está orientada NE-SO lo que favorece la

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actuación de componentes de viento del NO, NE y SO. Se generan dunas efímeras que reproducen geometrías de cordones dunares incipientes, mantos tabulares, colas de arenas, etc, con la colonización de algunas plantas pioneras, las cuales influyen en la aparición de geometrías más variadas.

2.2. Dunas parabólicas Los vientos más efectivos que actúan sobre esta zona dunar son los del NO. Se distinguen dos subcampos paralelos a la playa, el interno inactivo después de la plantación arbolada en los años 60 del pasado siglo, que conserva dos grandes dunas parabólicas (las mayores del conjunto) y está parcialmente erosionado en sus costados occidental y meridional debido a la evolución del estuario. Buena parte de estas arenas sirve para la autoalimentación del campo dunar actual por lo que representa uno de los pocos sistemas

dunares cántabros que no experimenta una recesión apreciable. El externo está orlado en el contacto con la playa supramareal por un cordón dunar discontinuo que, desde finales de los años 90, ha sido intervenido para fijar el frente mediante la implantación de vegetales característicos (Agropyrum junceiforme y Ammophila arenaria).Inmediatamente hacia el interior se desarrolla otra franja ocupada por dunas parabólicas, de las cuales las situadas en la mitad oriental fueron destruidas parcialmente por sacas importantes de arenas en la década de los 80. En los últimos 10 años, aproximadamente, una vez suspendida esta actividad, se están generando nuevas dunas lingüiformes. Esta disposición morfológica exigiría la formación de este campo dunar en dos etapas sucesivas. La franja interna sería más antigua, momento en que el estuario no hubiera llegado aún a su plena colmatación, seguida de una

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Fig. 1. Cartografía de las unidades dunares principales del campo de Liencres. La playa de Valdearenas en sus dos segmentos: el occidental como parte de la barrera confinante y el oriental, sirve de suministro arenoso a las dunas,

mientras que la playa de Canallave tiene su límite superior representado por un acantilado.


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progradación hacia el mar con motivo de la estabilización postflandriense.

2.3. Dunas remontantes Ocupan la mayor parte del campo y también el mayor volumen arenoso depositado por el viento. Su fijación por pinar ha limitado las reconstrucciones topográficas detalladas, motivo por el cual su geomorfología se deduce de las fotos aéreas antiguas del año 1956 en que todavía eran funcionales. Se trataba de una gran masa arenosa de planta lobular alargada en dirección SO-NE, cuyo límite oriental, ante la presencia de un arroyo encajado con una traza NO-SE, impidió su avance. Su espesor cabe estimarlo en más de una veintena de metros en el depocentro del conjunto, situado en la mitad oriental. Desde el punto de vista morfológico, se construyeron geometrías que se pueden asimilar a dunas mixtas deposicionales y erosivas (Flor, 2004) del tipo de casquetes de deflación irregulares, bien sea alargados paralelamente o como formas transversas a la dirección del viento. Se formarían sendas cubetas o superficies de deflación a barlovento y la sedimentación a sotavento como geometrías transversas con su cresta de traza muy quebrada y el costado de sotavento correspondiente. También se identifican algunas dunas lingüiformes estrechas y alargadas NO-SE y N-S. Fueron los componentes de viento del SO los que suministraron el volumen

arenoso desde el campo de dunas parabólicas. Pero una vez en este entorno, funcionaron componentes

derivados de los anteriores hacia el N y NE lo que determinó una migración del campo hasta situarse de forma colgada sobre la playa de Canallave (Fig. 1). Para su desarrollo se requería que ya estuviera formado el campo externo de dunas parabólicas, de modo que se produjera la deflación y transporte arenoso desde la playa y también desde aquél hacia el interior para cuando actuaran los vientos generadores del tercer cuadrante.

3. SEDIMENTOS

Se tomaron 89 muestras arenosas superficiales para caracterizar los campos dunares y su relación con la playa de procedencia (Tabla I). Obtenidos los parámetros de rango, utilizando el Centil, y los de relación (Folk y Ward, 1957), así como los bioclastos carbonatados, se pueden establecer algunos rasgos generales y diferenciales. Así, los tamaños máximos y medios son mayores en la playa, siempre arenas medias (0,39 mm en la playa y 0,31 en las dunas). Los calibrados son muy buenos en la playa y buenos en las dunas, lo cual supone una tendencia inversa a lo habitual. Las curvas son siempre simétricas y tienden a medias en la playa (0,93) y algo más picudas en las dunas (1,06). Los porcentajes carbonatados son superiores en la playa (33,65%) que en las dunas (21,19%). Las dunas embrionarias

tienen diámetros más groseros y las remontantes son las más finas (Tabla II), seguidas de las lingüiformes. Los

TABLA I

C Mz I SkI KG CaCO3

mm mm %

PLAYA (n=9) 0,52 0,70 1,37 0,39 0,33 -0,01 0,93 33,65

DUNAS(n=80) 0,72 0,61 1,70 0,31 0,41 -0,02 1,06 21,19

278

calibrados son buenos, mejor en remontantes y lingüiformes, así como en los lados de barlovento y sotavento de los cordones. Las asimetrías son muy negativas en las dunas parabólicas y casi simétricas en el resto, rondando geometrías medias. Los carbonatos son mínimos en las remontantes, seguidos del costado de barlovento del cordón y de la duna residual; en las embrionarias son máximos por su dependencia estrecha de la playa.

REFERENCIAS

Arteaga, C. (2004). Dinámica geomorfológica y evolución del paisaje en el estuario del Pas. Cambio global, procesos naturales y elevación del nivel del mar en un estuario cantábrico.Fundación “Marcelino Botín”. Informe Final (inédito). 2 tomos.

Arteaga, C. y González, J.A. (2002). Impactos antrópicos y evolución geomorfológica recientes (siglos XIX y XX) en el Parque Natural de las Dunas de Liencres (estuario del río Pas-Cantabria). Estudios recientes (2000-2002) en Geomorfología: Patrimonio, montaña, dinámica territorial. S.E.G. Dpto. de Geografía, Univ. de Valladolid, 67-78.

Arteaga, C. y de San José, J.J. (2004). Características sedimentológicas y

evolución de una duna lingüiforme en el sistema dunar de Liencres (Cantabria). En Pérez Alberti, A. y López Bedoya, J. (Eds.): II Reunión de Geomorfología Litoral. Procesos geomorfológicos y evolución costera. Univ. Santiago de Compostela, 37-50.

Flor, G. (1980). Las dunas costeras de Cantabria: valores singulares geológicos. Actas I Reunión de Geología Ambiental y Ordenación del Territorio.Santander, 22 pp.

Flor, G. (2004). Geología Marina. Lib. Servitec. Oviedo.

Flor, G. y Martínez Cedrún, P. (2000). Itinerarios Geológico. XI Simposio sobre la Enseñanza de la Geología.Excursión Costera Liencres-San Vicente de la Barquera.

Flor, G. y Martínez Cedrún, P. (2004). Itinerarios Didácticos del XI Simposio sobre la Enseñanza de la Geología.Geocantabria. Itinerarios Geológicos. Excursión Costera Liencres-San Vicente de la Barquera, 26-47.

Folk, R.L. y Ward, W.C. (1957). Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal Sedimentary Petrology, 27, 3-26.

TABLA II

C Mz I SkI KG CaCO3mm mm %

CORDONESDUNARES

Cresta (n=5) 0,60 0,60 1,69 0,31 0,40 -0,06 0,94 24,64 Barlovento (n=7) 0,81 0,57 1,50 0,35 0,37 -0,04 0,95 17,83 Sotavento (n=2) 0,79 0,58 1,69 0,31 0,38 0,02 1,01 20,77

DUNASEMBRIONARIAS (n=3) 0,25 0,84 1,31 0,40 0,45 -0,04 0,94 36,70

DUNARESIDUAL (n=3) 0,46 0,73 1,50 0,35 0,44 -0,11 1,05 19,50

SUPERFICIES DE DEFLACIÓN (n=3) 0,57 0,67 1,60 0,33 0,41 -0,04 1,05 26,82

DUNASPARABÓLICAS (n=32) 0,60 0,66 1,66 0,32 0,42 -0,33 1,15 21,96

DUNASLINGÜIFORMES (n=4) 0,85 0,55 1,78 0,29 0,37 -0,02 1,16 20,84

DUNASREMONTANTES (n=18) 0,98 0,51 1,92 0,26 0,39 0,07 0,96 15,31


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Caracterización sedimentológica del campo dunar de Salinas-El Espartal (Asturias)

E. Álvarez Areces (1) y G. Flor (2)

(1) Instituto Geológico y Minero de España (IGME). C/ Calera, 1. 28760 Tres Cantos. Madrid. [email protected] (2) Departamento de Geología. Área de Estratigrafía. C/ Arias de Velasco, s/n. 33005 Oviedo. [email protected]

Abstract Sedimentological characterization of the dunar field of Salinas (Asturias) The coastal dune field of Salinas-El Espartal is included in the mouth complex of the estuary of Avilés (northern central Asturian region), and it is the broadest and the most anthropized eolian system of this coast. From 54 surficial sandy samples of the three dune belts (outer, intermediate and inner fields) these deposits are characterized about the sedimentologic point of view, including the granulometric parameters (mean size, graphic standar deviation, skewness and kurtosis) and carbonates composition, as well as 8 samples of the intertidal beach. General and particular trends of these variables are very subtle from the outer to the inner field as well as between the foredune representative areas.

Palabras clave: dunas costeras, granulometrías, composición, Salinas-El Espartal, Asturias. Key words: coastal dunes, granulometries, composition, Salinas-El Espartal, Asturias.

1. INTRODUCCIÓN

El complejo dunar de Salinas-El Espartal se construyó como parte fundamental de la barrera confinante del estuario de Avilés (centro de Asturias), alineada NE-SO, con sedimentos arenosos siliciclásticos provenientes de la gran cuenca hidrográfica del Nalón+Narcea, cuya desembocadura está situada a unos 10 km al O. Los vientos más efectivos son los del NO, mientras que la playa es afectada por oleajes del cuarto cuadrante que inducen una deriva sedimentaria persistente hacia el NE. Estos espacios dunares han sido degradados intensamente, especialmente desde 1980 por las sucesivas urbanizaciones, ubicación de industrias y vertederos de residuos sólidos, construcción de viales, extracciones de arenas, etc. Por otra parte, las labores de dragado intensivos en el estuario de Avilés supusieron una recesión del frente dunar de más de 20 m, así como el consecuente volumen arenoso y la reducción de la playa emergida. De las

427 ha originales, sólo se conservan 48 ha y las 5,6 ha del tercio oriental se declararon Monumento Natural de las Dunas del Espartal por Decreto 81/2006, dado su interés botánico. Fueron estudiadas desde las perspectivas geomorfológica y evolutiva (Flor, 1983, 1995 y 2004), deduciéndose una progradación desde el máximo eustático flandriense. Este conjunto dunar fue dividido en 3 unidades que conforman franjas paralelas a la playa: campos dunares interno, intermedio y externo, cada uno de ellos constituido por una serie de cordones dunares subparalelos, algunos sustituyéndose lateralmente, con sus crestas y surcos correspondientes, de los cuales los del campo externo eran más numerosos. En este trabajo, se caracterizan sedimentológicamente a través de los parámetros granulométricos, según Folk y Ward (1957), y de los carbonatos bioclásticos (calcimetrías) mediante 54 muestras superficiales del campo dunar todavía inalterado (Álvarez Areces, 2007), así como 8 muestras de la playa intermareal, proporcionadas por Plana

280

Morales et al. 1996), previas a la realimentación artificial en 2004-05 con 545.000 m3 de arena dragada en la plataforma continental interna.

2. SEDIMENTOLOGÍA

Se comparan las muestras recogidas de los 3 campos dunares, a escala general, incluyendo la playa, así como las correspondientes a las geometrías principales de los cordones dunares: costados de barlovento y sotavento y crestas y surcos.

2.1. La playa intermareal Esta playa disipativa contiene tamaños promediados de las arenas que varían de fino a medio, estas últimas dominantes en el extremo oriental, pero alternándose a lo largo de la playa; en el extremo occidental, que está protegido de los oleajes reinantes del NO, son finas. Los calibrados son buenos en la parte occidental y mejoran sustancialmente hacia el centro y oriente de la playa. Salvo en el extremo occidental en que las curvas son negativas y agudas, en el resto se mueven en las proximidades de la

categoría de simétricas y medias a picudas. Los carbonatos son muy bajos (6,01%) (Tabla I), como corresponde a la herencia de las suministradas por el sistema Nalón+Narcea, por lo que pueden asignarse a arenas siliciclásticas.

2.2. Los campos dunares Atendiendo a las características de los tres campos diferenciados, los promedios de la media son de 0,20 mm (Tabla I), con mayores dispersiones en el externo y menores en el interno, siendo superiores en la playa. Los calibrados varían de excelentes (por debajo de 0,35 ) a buenos, que

dominan, siendo mayores las dispersiones en el interno (0,22 a 0,47

). Predominan las asimetrías negativas

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Fig. 1. Situación de las muestras superficiales representativas en la playa y campo dunar de Salinas-El Espartal.

TABLA I

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y más aún en el campo interno. Las curvas son chatas tendentes a medias en el interno y algo más agudas en la playa. Los carbonatos son menores que en la playa y disminuyen paulatinamente hacia el campo interior. Desde la playa al campo interno, los tamaños medios disminuyen progresivamente, tanto en el área central como en el occidental (Tabla II). Los calibrados mejoran en la playa desde el extremo occidental al resto y desde el campo interno al externo en el centro, con una tendencia menor en el oriental. Las asimetrías se hacen más negativas desde el externo central hacia el intermedio oriental. Los carbonatos disminuyen en todo el conjunto.

TABLA II

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2.3. Los parámetros morfológicos

Examinando las transiciones de los valores estadísticos promediados entre los parámetros geomorfológicos de los tres campos dunares: costados de barlovento y sotavento y crestas y surcos (Tabla III), se deducen cambios muy sutiles en la mayor parte de los casos. Así, los tamaños medios son muy similares (0,19 a 0,21 mm), pero más finos en el campo interno; los calibrados se reparten alrededor del límite de muy buenos (0,35 ), algo mejores en el interno; las asimetrías varían sustancialmente dentro de las cifras negativas, siendo las menores en el campo interno; las curvas tienden a medias, siendo más chatas en los campos externos e intermedio.

2.3.1. Áreas de barlovento y sotavento Los costado de barlovento contienen tamaños medios ligeramente superiores, son muy ligeramente peor calibrados, con curvas ligeramente más picudas y carbonatos algo superiores (solamente en los campos externo e intermedio) al contrastarlos con los de sotavento.

2.3.2. Áreas de cresta y surco Aún cuando exista un déficit de datos, se puede inferir que el tamaño medio es sutilmente mayor en los surcos y, probablemente, presentan peores calibrados.

CONCLUSIONES Las variaciones granulométricas en la playa dependen de sus pautas dinámicas; así, son finas y peor calibradas en el área occidental por el efecto de sombra del promontorio O y más finas aún y mejor calibradas en el central por el lavado de los finos, producido por el transporte en deriva. El oriental es el más expuesto de la playa, dominado también por procesos de reflexión, que incide mejorando los calibrados.

282

Las arenas eólicas tienen tamaños menores por el efecto selectivo del viento, que deflaciona mejor las poblaciones más finas. También su actividad repercute en que las curvas sean más negativas y chatas, así como menos carbonatos, ya que éstos son proporcionalmente menores al disminuir el tamaño de grano. En cada uno de los campos dunares, a pesar de ser el resultado de la alimentación de la playa correspondiente en el momento de su formación, los valores promediados son relativamente próximos entre sí: medias en torno a los 0,20 mm, calibrados desde 0,34 a 0,37 , y una cierta desviación del campo interno en las asimetrías algo más negativas y más picudas que el resto. Los carbonatos disminuyen desde el campo externo al interno, debido a procesos de disolución postdeposicionales, ya que cuanto más antiguas, el agua de lluvia tiene más tiempo en rebajarlos. Los parámetros granulométricos en las morfologías dunares responden al ataque eólico diferencial sobre las mismas; por ello, los lados de barlovento reciben el influjo directo del viento, mostrando tamaños algo mayores, peores calibrados y curvas más picudas con carbonatos algo superiores. En los surcos, cuyos tamaños son ligeramente más groseros y

peor calibrados, se trataría de un lavado de los finos una vez emplazados.

REFERENCIAS

Álvarez Areces, E. (2007). Estudio Sedimentológico y Morfológico del Campo Dunar de Salinas-El Espartal (Asturias). Evolución Ambiental.Trabajo de Investigación (inédito). Departamento de Geología. Universidad de Oviedo. 66 pp.

Folk, R.L. y Ward, W.C. (1957). Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal Sedimentary Petrology, 27, 3-26.

Plana Morales, J,, Sánchez Martínez, H. Y Álvarez Román, J. (1996). Dinámica Sedimentaria de la Playa de Salinas(informe inédito). Área de Estratigrafía. Universidad de Oviedo. 24 pp.

Flor, G. (1983): Las formaciones dunares eólicas del litoral asturiano. Ástura, 1, 9-19.

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Flor, G. (2004). Modelos evolutivos de los grandes campos dunares de Asturias. El factor antrópico. Eds. R. Blanco Chao, J. López Bedoya y A. Pérez Alberti. Procesos geomorfológicos y evolución costera. Actas de la II Reunión de Geomorfología Litoral, Santiago de Compostela, 167-181.

TABLA III

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283

Aplicaciones del GPR en el conocimiento de la arquitectura sedimentaria de las dunas del Fangar

(Delta del Ebro)

I. Rodríguez-Santalla (1), MJ. Sánchez-García (1), I. Montoya-Montes (1), D.

(1) Universidad Rey Juan Carlos, Dpto. de Biología y Geología, ESCET. C/Tulipán s/n, 28933 Móstoles (Madrid), Spain. [email protected]

Abstract GPR applications to the knowledge of the sedimentary architecture of the dunes at Fangar Spit This paper shows the interpretation of the internal structure of the dunes at Fangar Spit (Ebro Delta), by means of the obtained radargram during a geophysical survey (September 2006) with ground penetrating radar (GPR). The analysis carried out presents the relationship between the facies layout and the dune dynamics. Palabras clave: Georradar, dunas Key words: Ground Penetrating Radar, dunes

1. INTRODUCCIÓN

Son numerosos los problemas que presentan los campos dunares actualmente cuyo origen radica, entre otros, en la presión antrópica (ocupación de las playas) y en el uso que tradicionalmente se le ha dado a este ambiente costero (extracciones de áridos para la construcción, invasión de vehículos que se acercan las playas, etc.). En la actualidad se percibe un cambio de tendencia en la consideración de las dunas reconociéndolas como uno de los mejores mecanismos de defensa y conservación que posee la naturaleza para la lucha contra la erosión de las playas (Hesp, 2007; Tsoar y Blumberg, 2007). Así, se hace necesario ahondar en el conocimiento de los todos los aspectos relacionados con los procesos y mecanismos que inciden en la formación de las dunas, así como en su evolución. El conocimiento de la disposición interna de la dunas permite comprender cual ha sido la historia de la duna, el estado actual en el que se encuentra, y como le afectan las condiciones físicas del medio, al objeto

de plantear políticas de conservación de los campos dunares. Las técnicas de GPR se muestran como una de las herramientas más útiles, más rápidas y menos agresivas para realizar dicha prospección y obtener datos de la disposición interna de los diferentes estratos y facies que forman el cuerpo dunar (Bristow et al., 2000; Havholm et al., 2004; Girardi, 2005). Este hecho resulta especialmente importante en zonas como en la que se desarrolla este trabajo que forma parte del Parque Natural del Delta del Ebro, encontrándose amparada bajo diferentes figuras de protección. El método ha sido aplicado en muchos estudios para analizar la estructura interna de dunas costeras (Harari, 1996; Bristow et al., 2000; Van Dam et al., 2003; Bristow et al., 2005; Pedersen y Clemmensen, 2005; Costas et al., 2006, Moura et al., 2006). 2. ZONA DE ESTUDIO

La barra del Fangar (Figura 1) es una flecha arenosa situada en el hemidelta norte del Río Ebro, formada por la acreción de sedimentos procedentes

Gómez-Ortiz (1) y T. Martín-Crespo (1)

284

principalmente de la erosión del frente deltaico (Jiménez, 1996, Rodríguez, 1999) que son transportados por las corrientes de dirección norte. Presenta una orientación de 37º W desde el arranque de la barra hasta un área de inflexión, situada aproximadamente en su mitad, en donde cambia a dirección E-W, para volver a girar unos metros más adelante, tomando una nueva dirección de 120º, acercándose a la costa que deja detrás y cerrando parcialmente la bahía.

Fig. 1. Situación de la zona de estudio

Esta formación sedimentaría holocena presenta un campo de dunas activas que transcurre paralelo a la costa externa. Si bien, en la costa interna también hay formaciones dunares, éstas son artificiales y están vegetadas. La dinámica de las formaciones dunares de la costa externa está en función del régimen de vientos, de la disponibilidad de sedimentos y de la orientación de la costa. La distribución de vientos es unimodal, siendo los de componente N los de mayor frecuencia e intensidad (Serra, 1996). La configuración y orientación de la costa condicionan la distribución y morfología de los cuerpos dunares. Así, atendiendo a estos factores, se distinguen cuatro tipo de zonas con formaciones eólicas de distintas características (Fig. 2) (Sánchez et al., 2007): la zona más septentrional (zona 1) se caracteriza por la presencia de protodunas con alturas de 1 a 2 m seguidas por un campo de dunas barjanas (zona 2) de tamaño comprendido entre 2 a 3 metros, que va

aumentando hasta llegar a una altura máxima de 5 metros (zona 3) y continúa en dirección SE hasta el final de la barra, formando un campo de dunas barjanas paralelo a la línea de costa y con alturas de hasta 2,7 m (zona 4). Las dimensiones de las dunas unido a la frecuencia e intensidad de los vientos conllevan una alta tasa de migración dunar hacia el sureste, la cual alcanza unos valores de casi 100 metros al año (Sánchez et al., 2007).

Fig. 2. Localización de los perfiles GPR en las cuatro zonas diferenciadas

3. MÉTODO

Para adquirir los perfiles de georradar se eligieron varias dunas incluidas dentro de cada una de las zonas descritas previamente (Fig. 2) para abarcar, de esta forma, todos los tipos de dunas diferenciadas, realizándose en total 14 radargramas. El equipo utilizado fue SIR 3000 desarrollado por Geophysical Survey Systems, Inc. (GSSI), provisto una antena apantallada de 200 MHz de frecuencia central en modo monoestático, con el apoyo de un odómetro. Esta antena presenta una buena relación entre la profundidad de penetración y la resolución vertical en materiales sedimentarios. Todos los perfiles han sido realizados en modo continuo con un intervalo de la distancia entre trazas de 0.1 m y un número total


285

Figura 3a, b y c. Distinción de radarfacies sobre radargramas realizados en la zona 1, zona 3 y zona 4, respectivamente

de 1024 muestras por scan. La topografía a lo largo del perfil fue obtenida por medio de GPS-D y fue utilizada para corregir la topografía en el posterior procesado de los datos. En función de la altura de las dunas, la ventana de tiempos utilizada estuvo comprendida entre 50 y 100 ns de tiempo doble. Posteriormente se procesaron los datos y se obtuvieron los diferentes radargramas para su interpretación estratigráfica.

4. RESULTADOS

La interpretación de los radargramas ha permitido comprobar la relación estrecha entre la estructura interna de las dunas y su comportamiento dinámico. En todos los casos el nivel freático se encontró a unos 0,7 m de profundidad. La figura 3a muestra el radargrama tomado sobre una duna de la zona 1. En la secuencia más profunda, la morfología que presenta los reflectores se interpreta como una adaptación a la morfología de las barras que se van anexionando a la playa, y que han dado lugar a la barra del Fangar. Por encima de esto se observa las facies típicas de la migración dunar. En la figura 3b, radargrama perteneciente a la zona 3, se observan dos tipos de facies diferentes: la más

profunda presenta reflectores continuos lateralmente y de muy bajo ángulo, asociados a la acreción del foreset; mientras que las facies situadas encima de la anterior muestran estratificación cruzada en dirección SE, causada por la migración del cuerpo dunar. Por encima de ésta se puede distinguir una pequeña estructura generada por la avalancha debida a reactivación del viento. La figura 3c corresponde al radargrama tomado en la zona 4 que contiene dunas de menor altura, hecho asociado a la orientación de la costa y a su proximidad a la orilla. Esto hace que en los momentos de oleaje fuerte estas dunas sean abatidas y erosionadas lo que queda reflejado en la secuencia de radar por truncaciones en los reflectores.

5. CONCLUSIONES

El GPR representa una herramienta muy adecuada para obtener datos de la estructura interna de los cuerpos dunares, de forma rápida y poco agresiva con el medio. Esta información permite formular modelos del comportamiento dinámico de las dunas al objeto de establecer un acercamiento a la evolución futura y actuar en consecuencia aplicando políticas de gestión y conservación de los espacios

286

dunares.

Agradecimientos Este trabajo está financiado por el proyecto de Investigación “Cuantificación y contribución del transporte eólico en los procesos dinámicos y ambientales en el delta del Ebro. Aplicación a su gestión integrada y a la conservación de los ambientes marginales”, financiado por Ministerio de Ciencia y Tecnología.

REFERENCIAS

Bristow C.S., Chroston P.N. y Bailey S.D. (2000). The structure and development of foredunes on a locally prograding coast: insights from ground-penetrating radar surveys, Norfolk, UK. Sedimentology, 47:923-944

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Costas S., Alejo I., Rial F., Lorenzo H.y Nombela M.A. (2006). Cyclical evolution of a modern transgressive sand barrier in Northwestern Spain elucidated by GPR and aerial photos. Journal of Sediment Research, 76:1077-1092

Girardi, J.D. (2005). A GPR and Mapping Study of the Evolution of an Active Parabolic Dune System, Napeague, New York. PhD Thesis. Dept. of Geosciences, Stony Brook University. Manhattan.

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Havholm ,K.G., Ames, D.V.; Whittecar, G.R.; Wenel, B.A.; Riggs, S.R.; Jol, H.M.; Berger, G.W. y Holmes, M.A. (2004). Stratigraphy of Back-Barrier Coastal Dunes, Northern North Carolina and Southern Virginia. Journal of Coastal Research 20-4:980–999

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Moura, M.V.M., Reyes-Perez, Y.A., Siqueira, D., Santos, D.A.; Medeiros, A., Reis, A.P.M. y Pinheiro, F. (2006). Levantamento geofísico com GPR em um campo de dunas eólicas em Tibau do Sul/RN. Revista de Geologia, Vol. 19(1).

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287

Cambios recientes en la dinámica eólica del sistema de dunas activas del Parque Nacional de Doñana

I. Vallejo (1) y J. Ojeda (1)

(1) Departamento de Geografía Física y AGR. Universidad de Sevilla. c/Maria de Padilla s/n. 41004. Sevilla. [email protected]

Abstract Recent changes in aeolian dynamics changes in the active dune system at Doñana National Park Dune dynamics has been monitored for two different periods (1956-1977/ 1977-2001) by using photogrammetric data sets and GIS techniques. Analysis include comparison of dune-slacks extensions, dune advance rates and dune topo-volummetric conditions. Results from these mid-term analysis show a reduction of dune ridge areas, a slowing down of dune front advances and a morphological change of dune ridges, by gaining elevation at the crest zone, becoming narrower and modifying windward profile from convex to concave. All these recorded changes are interpreted as indicators of a stabilization process. This process could be considered within a long-term stabilization trend, behind which human action plays a significant role. Palabras clave: dunas activas, Doñana, estabilización, sistemas de información geográfica (SIGs) Key words: active dunes, Doñana, stabilization, geographic information systems (GIS)

1. INTRODUCCIÓN

Los sistemas dunares constituyen magníficos indicadores de condiciones ambientales cambiantes, a través de la variada gama de estados en los que pueden encontrarse, que irían desde máximos niveles de actividad hasta manifestaciones relictas (Pye y Tsoar, 1990; Gutierrez Elorza, 1998).

En el caso de los sistemas dunares litorales, la anterior afirmación cobra más sentido incluso, al entrar en juego un mayor número de factores de gran relevancia como la vegetación y, sobre todo, la decisiva influencia del hombre (Tsoar y Blumsberg, 2002; Levin y Ben-Don, 2004).

El presente trabajo muestra algunos de los resultados obtenidos en un proyecto de investigación sobre el sistema de dunas activas del Parque Natural de Doñana (Vallejo, 2007). En el mismo se

han utilizado dos periodos de referencia, 1956-1977 y 1977-2001, para los que se comparan las superficies ocupadas por dunas y corrales, las tasas de avance de los frentes dunares y la morfología de los cordones de dunas.

El objetivo fundamental de la investigación consiste en evaluar los cambios que pueden estar teniendo lugar en la dinámica de este sistema dunar y sugerir causas y factores que pueden intervenir en los mismos.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio se encuentra dentro del P.N. de Doñana y está constituida por el Sistema de Dunas Activas. Este complejo dunar ocupa unos 60 km2 y se desarrolla a lo largo de 26 km de costa entre la localidad de Matalascañas y la desembocadura del Guadalquivir. Ampliamente descrito como una sucesión de trenes de dunas

288

transversales paralelos a la línea de costa (García-Novo, 1975), este sistema de dunas comprende una unidad costera (foredune) y una unidad interior, y ha sido identificado como el episodio final en el contexto del Manto Eólico Litoral del Abalario-Doñana (Borja y Díaz del Olmo, 1996).

Fig. 1. Sistema de dunas activas del P.N de Doñana (1. Unidad costera; 2.Unidad interior;

3.Guadalquivir).

3. DATOS Y METODOLOGÍA

Los datos básicos utilizados en este trabajo se derivan de tres vuelos fotogramétricos correspondientes a los años 1956, 1977 y 2001

Para cada uno de los mismos, por medio de restitución fotogramétrica, se ha obtenido un modelo digital de elevaciones (MDE) con resolución espacial de 10 m y una ortofotografía con 1 m de resolución.

Los análisis efectuados sobre este conjunto de información se han llevado a cabo en un entorno SIG y son los siguientes:

Cálculos y análisis superficiales: se trata de obtener las superficies ocupadas por dunas y corrales en las 3 ortofotografías disponibles y comparar los intercambios de unidades que se producen en los 2 periodos de referencia.

Cálculos de las tasas de avance: tras la delimitación de los frentes dunares en las 3 ortofotografías, se han deducido las tasas de avance en los dos periodos de referencia, mediante la segmentación de los frentes de 1956 cada 50 mts y el trazado de transectos longitudinales hasta los frentes de 1977 y 2001 (figura 2).

Balance volumétrico: a partir de los 3 MDEs disponibles se han realizado operaciones de diferencia para cada periodo para observar los cambios volumétricos y morfológicos sufridos por los cordones dunares.

Fig. 2. Cálculo de las tasas de avance de los frentes dunares .

4. RESULTADOS

Los resultados que se derivan de los análisis descritos se presentan a continuación.


289

4.1 Superficies ocupadas Tal como se deduce de la figura 3, las superficies que representan cordones dunares han sufrido un progresivo retroceso, mientras que lo contrario, lógicamente, cabe señalar para las depresiones interdunares (corrales).

4.2 Tasas de avance La segmentación de los frentes en 1956 arroja un total de puntos de medición de 3213. A partir de los transectos trazados entre éstos y los frentes de 1977 y 2001, tan sólo 1253 se consideraron activos en ambos periodos y se han utilizado para la comparación. Así, en términos de tasas medias anuales, al periodo 1956-1977 le corresponden 2,37 mts/año, mientras que para el periodo 1977-2001 esta tasa baja a 1,27 mts/año.

Fig. 3. Evolución de las superficies ocupadas por dunas y corrales.

4.3 Balance volumétrico Las diferencias entre los MDEs correspondientes a cada periodo permiten observar un cambio en el comportamiento de los distintos sectores de los cordones dunares. Así, tal como se aprecia en la figura 4, cabe destacar una reducción de las áreas que representan sedimentación, en los sectores de cresta, mientras que presentan una mayor extensión aquellos otros que soportan los procesos de deflación eólica en los sectores de las caras de barlovento.


El conjunto de resultados obtenidos permite señalar una serie de diferencias significativas en la dinámica del sistema dunar en los dos periodos estudiados. Estas diferencias pueden sintetizarse en los siguientes puntos:

Los cordones dunares experimentan una importante desaceleración en los frentes de avance. Como consecuencia, a nivel de superficies ocupadas, las zonas de dunas ven reducida su extensión, al tiempo que aumenta la de las zonas de corrales. Morfológicamente, para que se garantice el volumen de arena en los cordones dunares, el perfil de los mismos sufre un claro apuntamiento en el sector de la cresta, mientras que el sector de barlovento sufre una transformación desde un trazado cóncavo a otro convexo (figura 5).

La amplitud de los dos periodos examinados apunta a que, más que a diferencias cíclicas a corto plazo, los cambios descritos se corresponden con una tendencia a la estabilización de los cordones dunares.

Manifestaciones similares se han descrito en otros ámbitos mediterráneos, en los que los factores explicativos esgrimidos tienen que ver con el manejo de la vegetación por parte del hombre, especialmente cuando se trata de espacios protegidos (Levin y Ben-Dor, 2004).

En el caso de las actuales dunas activas de Doñana, se corresponderían con un episodio eólico que se inicia por una intensa ocupación humana a mediados del siglo XVII, que conlleva una masiva destrucción de la vegetación autóctona (Borja et al, 1999). Desde entonces, la progresiva disminución de las

290

Fig. 4. Balance volumétrico(Diferencia de MDEs; tonos oscuros = deflación ;tonos clarosl = acumulación)

actividades humanas y la introducción de nuevas especies como las plantaciones de pinares en los corrales, pueden estar detrás de una expansión de la vegetación y la consiguiente tendencia a la estabilización de las dunas. La declaración de Parque Nacional en 1969 constituiría un paso más en este proceso, a través de las rígidas medidas de protección que este hecho supone.

Fig. 5. Evolución de los perfiles de los cordones dunares

REFERENCIAS

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Levin, N. y Ben-dor, E. 2004. Monitoring sand dune stabilization along the coastal dunes of Ashdod-Nizanim, Israel, 1945–1999. Journal of Arid Environments, 58 (3), 335–355.

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Tsoar, H y Blumberg, D.G. (2002). Formation of parabolic dunes from barchan and transverse dunes along Israel’s mediterranean coast. Earth Surface Processes and Landforms, 27, 1147–1161.

Vallejo Villalta, I. (2007). Caracterización geomorfológica y análisis de la evolución reciente del sistema de dunas activas del P.N de Doñana (1956-2001). Tesis Doctoral. Universidad de Sevilla, 468 pp.


291

Geodinámica de las Playas de Maspalomas y El Inglés, potencia sedimentaria y evolución geomorfológica

reciente.

A. Fontán (1) , J. Alcántara-Carrió (1), y A. Corbí (1)

(1) Instituto de investigación en Medio Ambiente y Ciencia Marina. Universidad Católica de Valencia. C/ Guillem de Castro 94. Valencia 46003. [email protected].

Geodynamic of Maspalomas and El Inglés Beaches, sediment thickness and recent geomorphological evolution. Maspalomas and El Inglés beaches are the only input and output areas for the Maspalomas dune field, which has shown an erosive tendency during the last decades. The sediment budgets of both beaches have been determined from monthly high resolution topographies and the analysis of the wave regimen. In the other hand, seismic and tomography profiles have permitted to identify the topography of the aeolian sand wall and consequently, comparing with the present surface topography, calculate the sediment thickness of the aeolian system. Therefore, the present sediment budget across the limit of the system can be compared with the total volume of the dune system. Furthermore, these studies have permitted to characterized the recent geomorphological evolution for the whole system, with a great progradation of El Inglés Beach, which is not located over the alluvial plain, while the Maspalomas beach is mainly located over the limits of the alluvial plain.

Palabras clave: erosión de playas, espesor dunar, progradación, balance sedimentario. Key words: beach erosion, dune thickness, progradation, sedimentary budget.

1. INTRODUCCIÓN

El sistema dunar de Maspalomas, en el sur de la Isla de Gran Canaria, se ha desarrollado sobre una antigua terraza aluvial en la zona final del barranco de Fataga y ocupan una superficie de unos 4 km2. Al norte del sistema dunar se encuentra el escarpe y una terraza aluvial más elevada, con un importante grado de ocupación turística, todo lo cual actúa como freno a la dinámica eólica en la zona interna del sistema.

Punta de la BajetaPunta de la Bajeta

Fig. 1. Sistema litoral de playas y dunas de

Maspalomas

Los estudios geomorfológicos en los últimos años han puesto de manifiesto un claro déficit de sedimentos en el sistema dunar, tal como indica el aumento de las superficies de deflación eólica y disminución de la topografía dunar (Hernández, 2002; Hernández et al., 2007). Por su parte, en sus márgenes costeros, los depósitos eólicos están limitados al Sur y al Este respectivamente por las Playas de Maspalomas y El Inglés (Fig. 1), con una longitud total de 5,7 km de largo desde el Faro de Maspalomas, situado al suroeste, hasta el extremo más septentrional de la Playa de El Inglés. Estas playas son las únicas zonas de entrada y salida de sedimentos al sistema dunar. El objetivo del presente estudio es caracterizar la geodinámica de los flujos de sedimentos en las Playas de Maspalomas y El Inglés, y su relación con el volumen de sedimentos disponibles en el sistema dunar, así como el análisis de la evolución geomorfológico del sistema.

292

2. METODOLOGÍA

2.1. Estudios topográficos mediante GPS Diferencial y fotogrametría Se ha realizado la monitorización de la topografía de las playas entre septiembre de 2005 y febrero de 2008, mediante trayectorias con GPS diferencial. La frecuencia de las campañas fue mensual hasta febrero de 2007 y con carácter estacional durante el último año de estudio. En cada campaña se han realizado recorridos a pie en zig-zag, en mareas vivas, midiendo la zona inferior en la bajamar. Estas mediciones se complementaron con la realización en cada campaña de nuevas mediciones topográficas a lo largo de trayectorias lineales y sobre un todoterreno.

Fig.2 Ejemplo de una trayectoria realizada entre los días 22 y 23 de septiembre de 2006.

La topografía del sistema dunar fue obtenida por Geodata Air S.L., dentro del mismo proyecto de investigación, a partir de un vuelo fotogramétrico realizado en enero de 2006.

2.2. Transporte de sedimentos a medio y corto plazo en las playas La monitorización mensual de la topografía de las playas mediante GPS sirve para cuantificar el transporte neto de sedimentos a medio plazo (Pardo Pascual et al., 2005). En este estudio, se ha calculado para cada campaña las variaciones topográficas (ganancias y pérdidas de volumen de sedimentos)

entre campañas sucesivas, así como respecto a la topografía inicial. Estas mediciones se complementan con el análisis de la profundidad de alteración (disturbance depth), según la metodología propuesta por Sherman et al. (1994), pero ligeramente modificada en su interpretación para poder calcular las tasas de transporte bruto y neto a corto plazo (Fontán, 2007).

2.3. Caracterización del oleajePara caracterizar la acción del oleaje, se han analizado los datos del oleaje entre 1996 y 2006, predichos por Puertos del Estado para el punto WANA 1018010, situado al Sur de Gran Canaria (29.825 datos). Las rosas de oleaje para el régimen medio y extremal, tanto para la altura de ola significante (Hs) como para el periodo de pico (Tp), han permitido identificar los oleajes reinantes (más frecuentes) y dominantes (más intensos) en aguas profundas. Se han obtenido además registros puntuales del oleaje en la zona de rompiente de ambas playas, mediante un sensor de presión RBR (TWR-2050), coincidiendo con los estudios del transporte sólido de sedimentos.

2.4. Estudio geofísico de la potencia sedimentaria en las dunas El volumen de sedimentos actualmente disponibles en el sistema dunar y la posición del contacto entre dichas arenas y los materiales subyacentes se ha determinado a partir de una serie de perfiles sísmicos (28 perfiles de 115 m de longitud cada uno) y de tomografía eléctrica (4 perfiles de 235 m cada uno) realizados en colaboración con la empresa Inema Ingenieros Asesores S.L.. Dichos perfiles fueron calibrados mediante un ensayo en sondeo de sísmica down-hole. (Fontán et al, 2007) La comparación entre el modelo ditigal del terreno disponible y el muro de arena determinado por los estudios geofísicos ha permitido cuantificar la


293

potencia sedimentaria de la zona dunar y el volumen total de arenas disponible.

2.5. Integración de los estudios en las playas y dunas. Finalmente, la comparación entre los estudios de transporte de sedimentos en las playas y el volumen de arenas disponible en el sistema dunar ha servido para evaluar la intensidad de la dinámica sedimentaria actual del sistema. Además, estos estudios geofísicos y morfodinámicos han permitido identificar la presencia de procesos de progradación en la playa de El Inglés.

3. RESULTADOS

3.1.Dinámica sedimentaria Las playas de Maspalomas y El Inglés sufrieron una erosión muy intensa debido a los temporales del 29 de noviembre de 2005 y el 28 de febrero de 2006, con un descenso de hasta 2 m en el extremo occidental de la playa de Maspalomas. Es decir, estos temporales produjeron fuertes cambios en la morfología de ambas playas y la pérdida de gran parte de sus reservas de arena. Los temporales del SW, aún no ocurriendo con una frecuencia elevada, son fenómenos erosivos determinantes en su evolución morfodinámica de las playas y dunas de Maspalomas. La repetición en el tiempo de varios temporales puede producir balances de sedimentos muy negativos, generando costas con escasa capacidad de recuperación (Ferreira y Alveirinho-Dias, 2000). Las playas de Maspalomas y El Inglés aun mostraban un año después, en febrero de 2007, un importante déficit sedimentario, pero en febrero de 2008 ya se encontraban recuperadas.

En el análisis de la dinámica sedimentaria a corto plazo se determinó

que la relación entre el transporte bruto y neto de sedimentos es similar en ambas playas, si bien la playa de Maspalomas muestra una intensidad del transporte ligeramente mayor para unas mismas condiciones de energía.

3.2. Caracterización del oleaje El oleaje muestra un régimen medio bimodal, con claro predominio de los oleajes de mar de viento del primer cuadrante, con Hso inferiores a 1 m, y como segunda componente, oleajes de mar de fondo procedentes del tercer y cuarto cuadrante (Tabla I).

TABLA I. CARACTERÍSTICAS DEL OLEAJE EN AGUAS PROFUNDAS PARA

EL RÉGIMEN MEDIO. Hs0

(m) Tp (s)

Dir(ºN)

Frecuencia (% anual)

0,75 4,5 37 72,27 0,75 11,5 275 20,64

Los temporales, con alturas de ola (Hso)típicas entre 2 y 2,5 m, proceden de las mismas direcciones que el resto de oleajes, siendo algo más habituales los temporales del primer cuadrante, pero más intensos los temporales del tercer cuadrante (Tabla II).

TABLA II. CARACTERÍSTICAS DEL OLEAJE EN AGUAS PROFUNDAS PARA

EL RÉGIMEN EXTREMAL. Hs0

(m) Tp (s)

Dir(ºN)

Frecuencia (% anual)

2,27 7,81 45 1,46 2,42 9,26 251 1,00

3.3 Potencia sedimentariaLos estudios geofísicos han permitido definir la posición del muro de la capa de arenas eólicas (susceptibles de ser removilizadas por el viento) a lo largo del área de estudio, así como identificar la presencia de materiales subyacentes, tanto depósitos aluviales como basamento volcánico. Comparando la superficie del muro de las arenas con la actual topografía del

294

sistema dunar se obtiene la potencia de arenas del sistema dunar (Fig. 3). La zona dunar próxima a la Playa de El Inglés muestra claramente los mayores espesores, mientras que en la zona occidental, especialmente en las proximidades de la Playa de Maspalomas, la potencia de arenas eólicas es nula o muy reducida.

Fig. 3. Mapa de isopacas o espesor de arena (m) en la Reserva Natural Especial de las Dunas de

Maspalomas

3.4. Evolución GeomorfológicaEl estudio geofísico ha puesto de manifiesto también importantes diferencias entre ambas playas. La evolución de la Playa de el Inglés está controlada por un proceso de progradación de la costa, mientras que la localización de la Playa de Maspalomas está asociada a la presencia de depósitos aluviales, los cuales afloran en los estados erosivos de dicha playa. La disponibilidad de sedimentos que ha posibilitado la progradación de la Playa de El Inglés es la que explica la formación de este sistema dunar.

Agradecimientos Este trabajo es una aportación al proyecto “Determinación del volumen de sedimentos actual en las dunas de Maspalomas y de los flujos de entrada y salida de sedimentos al sistema dunar” financiado por el Excelentísimo Cabildo Insular de Gran Canaria.

REFERENCIAS

Ferreira, O. y Dias, J.M.A. (2000). Consecuencias de temporales marinos en playas expuestas: realidad y previsión. En: J.R. Andrés y F.J. Gracia (Eds.) Geomorfología litoral. Procesos activos. 61-79.

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Fontán, A.; Alcántara-Carrió, J.; Poveda, J.M. y Peña, M.A. (2007). Aplicación de técnicas de GPS diferencial, fotogrametría y geofísica a la cuantificación de procesos erosivos y balances sedimentarios en playas y dunas costeras. En: R. Rivas, A. Grisotto y M. Sacido Teledetección – Herramienta para la gestión sostenible. (XII Congreso de la Asociación Española de Teledetección). 635-638.

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Sherman, D.J.; Nordstrom, K.F.; Jackson, N.L. y Allen, J.R. (1994). Sediment mixing-depths on a low-energy reflective beach. Journal of Coastal Research, 10, 297-305.


295

Modificación de los patrones de corrientes asociadas al oleaje a lo largo de un ciclo mareal

(1) C/ San Isidro Nº 10. 23713 Guadalén (Jaén, España). Tel.: +34 953 638510. e-mail: [email protected]

(2) Dpto. Geología, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales. Polígono Río San Pedro s/n. 11510 Puerto Real (Cádiz, España). Tel.: +34 956 016447; Fax: +34 956 016040.

Abstract Modification of patterns of wave-related currents along a tidal cycle This work shows the modulation of hydrodynamic conditions produced by changes in sea level during a tidal cycle in Santa Maria del Mar pocket beach (Cadiz, SW Spain), located in a mesotidal coast. The COPLA-SP model demonstrates that the intensity and variation in the flow directions during the tidal cycle are associated to the current generated by breaking waves. Depth changes produce the modification of the contour conditions, causing important modifications in the shoaling processes and their associated flows system. It has been shown that currents in low tide are stronger than during the high tide, and flow in opposite directions.

Palabras clave: playas, mareas, corrientes, oleaje, Cádiz Key words: beach, tide, current, wave, Cádiz,

1. INTRODUCCIÓN

La rotura del oleaje genera un sistema de corrientes, fundamentalmente paralelo a la playa, que depende del ángulo con que el oleaje aborda la costa (corrientes de incidencia oblicua) y de su altura de ola. Estas corrientes, denominadas corrientes longitudinales, son de especial importancia en la disposición de equilibrio de una playa, concretamente, en su forma en planta, dada la importante capacidad de transporte de arena que poseen. Se producen en la zona de rotura del oleaje, un área donde el sedimento se encuentra en suspensión, por la acción propia de rotura y las turbulencias que genera, y es fácilmente transportable por efecto de dichas corrientes. En el caso de zonas mesomareales o macromareales, con variaciones del rango mareal que van desde los 2 m hasta los 14 m, dichas variaciones suponen una importante modificación de las condiciones de contorno sobre las que se propaga el oleaje. Los procesos por los que éste se ve afectado (refracción, difracción, fricción por fondo, interacciones no lineales)

pueden variar de forma importante con las condiciones de marea. Este fenómeno es importante en aguas someras y máximo en las inmediaciones de la playa, dando lugar a variaciones de intensidad y dirección de la corriente en la zona de rompientes. (Davis y Hayes, 1984)

2. AREA DE ESTUDIO

La playa de Santa María del Mar objeto de estudio, esta ubicada en la zona suroccidental de Andalucía, concretamente sobre la franja litoral externa de la Bahía de Cádiz y adosada al casco urbano de la ciudad. Dicha playa cuenta con una longitud aproximada de 600 m presentando una orientación NNW-SSE. Se encuentra ubicada sobre una plataforma de abrasión labrada en la base del acantilado pliocuaternario con el que limita hacia tierra. Lateralmente la playa se encuentra limitada entre dos espigones de escollera. El espigón Sur cuya cota de coronación permanece constante e igual a 4m cuenta con un primer tramo 110 m, de orientación S80W y un segundo tramo

T. Fernández (1) y J. Benavente (2)

296

de 95 m y alineación S50E. El espigón Norte constituido por un primer tramo 140m S60W, cota 4m. Y un segundo tramo100 m S10W presenta una cota variable de 4m a 1.6m.

Fig. 1. Localización Geográfica de la playa de Santa María del Mar.

La zona de estudio presenta una pendiente sumergida suave 0.8 º y en general batimétricas paralelas a la línea de costa NNW-SSE, salvo cambios de orientación producidos por la existencia de fallas o la presencia de afloramientos rocosos. Como principales accidentes condicionantes del régimen hidrodinámico existente en la zona destacan: la laja de Punta Poniente situada inmediatamente al Sur, el bajo “El Cabezo” situado a 200m en dirección SW del espigón Sur. Así como un valle submarino de orientación NE-SE localizado entre los 10 y 30m de profundidad (Jódar, 2001). Atendiendo al clima marítimo la playa recibe un oleaje medio de dirección W una Hs= 0.5-1 m y un Tp=5-7. Mientras que el oleaje más energético que alcanza la playa es de dirección SW y tiene una Hs= 2.5-3m y Tp=8-9s. (Fernández, 2008) El sedimento que compone la playa es de tipo arenoso, entre medio y fino, fundamentalmente cuarzoso, si bien presenta una fracción bioclástica cercana al 11% (Muñoz-Pérez, 1996).

3. METODOLOGÍA

Para el presente estudio se ha utilizado el modelo COPLA-SP desarrollado por el Grupo de Ingeniería Oceanográfica y de Costas de la Universidad de Cantabria. El modelo determina el tensor de radiación del oleaje a partir de los resultados de altura de ola e incidencia, obtenidos en la propagación de oleaje espectral, calculando el campo de corrientes y niveles debido a dichos tensores de radiación por medio de un modelo no-lineal que resuelve las ecuaciones integradas de Navier-Stokes. Las propagaciones han sido realizadas desde el punto SIMAR o de reanálisis de coordenadas 36º30’N 6º21’W. Para comprobar las variaciones inducidas por los cambios de nivel del mar durante el ciclo mareal se ha propagado sobre tres niveles de marea correspondientes a bajamar media (0.9m), nivel medio (2m) y pleamar (3.1). Se han propagado dos estados de mar uno representativo de condiciones medias en la zona coincidente con la, dirección, altura significante y periodo existente durante la recogida de datos del correntímetro y otro representativo de condiciones extremas. Los resultados obtenidos mediante el modelo han sido contrastados con datos de campo obtenidos mediante un correntímetro AANDERAA RCM-8 instalado en la zona central de la playa durante los días 22 y 23 de abril de 2005.


A continuación se muestran los sistemas de corrientes generados en condiciones medias. Como puede apreciarse en la figura 2 existe una importante variación en la intensidad y dirección de la corriente en función del nivel del mar. Así en condiciones de bajamar las corrientes producidas por la rotura del oleaje en el bajo inciden directamente y


297

con gran intensidad en la zona sur de la playa recorriendo esta en dirección Norte. Durante la pleamar, al aumentar el calado, la rotura del oleaje sobre el bajo es menor y la intensidad de la corriente derivada de la rotura sobre éste disminuye, predominando en la playa las corrientes derivadas del desequilibrio en el tensor de radiación producido por la incidencia oblicua del oleaje. Esto da lugar a corrientes de menor intensidad y de dirección S-SSE.Cabe destacar además la intensificación en la corriente que se produce de forma alternativa en las inmediaciones de la playa.

Bajamar (NM= 1m) Pleamar(NM=3,1m)Tp= 5s, Hs =1m

Fig. 2. Sistema de corrientes generado en condiciones existentes durante la colocación del

correntímetro.

Los datos recogidos por el correntímetro, están representados en la figura 3. Estos ponen de manifiesto la variación cíclica del sistema de corrientes asociado a la variación del nivel del mar. Pudiendo observar la coincidencia con los datos predichos por el modelo. El análisis del sistema de corrientes generado en condiciones extremas expuesto en la siguiente figura muestra de nuevo una importante variación asociada al cambio de calado producido

por las oscilaciones mareales. Así durante la bajamar se tiene un potente sistema de corrientes controlado por la rotura en el bajo que penetra en la playa y la recorre en dirección Norte, donde al encontrarse con la condición de contorno impuesta por el dique se ve forzado a girar hacia mar abierto.

Fig. 3. Dirección y Magnitud de la corriente registrada en e l mareógrafo

En el caso de pleamar las corrientes generadas por la rotura en el bajo son de menor entidad no llegando a penetrar en la playa, si bien aumentan su influencia en la zona Norte de Playa Victoria. En este caso se forma un sistema de corrientes típico de playas encajadas, donde existen dos bucles asociados a cada uno de los espigones.

Fig. 4. Sistema de corrientes asociado a un temporal del SW.

298

En las zonas de los espigones, la difracción generada por éstos produce una célula circulatoria de mayor intensidad y con giro antihorarío en la zona Norte, mientras en la zona Sur se produce un pequeño bucle de menor intensidad y con sentido de giro horario.

5. CONCLUSIONES

La dinámica litoral en la playa objeto de estudio se encuentra fuertemente controlada por las estructuras Norte y Sur donde ésta se apoya. El bajo “El Cabezo” condiciona en gran medida el régimen hidrodinámico existente, siendo el principal responsable de su acoplamiento con la marea. Durante la bajamar las olas varían bruscamente su peralte produciendo un importante efecto chorro generador de una corriente de dirección N-NNW. En caso de oleajes más energéticos y de dirección WSW este efecto se ve potenciado aumentando la intensidad de dicha corriente. En el caso de pleamar y condiciones medias disminuye este efecto predominando una corriente en dirección S-SSE asociada a la incidencia oblicua del oleaje. Para oleajes más energéticos de dirección SW se produce la formación de dos células asociadas a cada uno de los espigones. Se puede concluir por tanto que el acoplamiento de magnitud y dirección de las corrientes con el ciclo mareal obedece a corrientes asociadas al oleaje y a la variación del calado que durante el ciclo mareal se produce, y no a la canalización de las corrientes de llenante y vaciante generada por las estructuras presentes, tal y como apunto el trabajo de Benavente et al. ( 2006). Sin embargo, el modelo arroja velocidades ligeramente inferiores a las recogidas por el correntimetro. Esto podría se debido a la coincidencia en dirección con las corrientes derivadas

de la propagación de la onda de marea en la zona. El estudio de la dinámica litoral en zonas mesomareales y macromareales debe realizarse analizando los cambios de las corrientes asociadas a la variación del nivel del mar, pues como ocurre en este caso puede existir una variación importante tanto en intensidad y dirección, que tiene como resultado una componente neta en dirección N-NNW con capacidad para el transporte sedimentario.

Agradecimientos Este trabajo es una contribución a los proyectos MAREVENT (CTM2007-62613MAR) e IGCP-495 y al grupo RNM-328 del PAI.

REFERENCIAS

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Muñoz, J.J. (1996): Playas apoyadas en lajas rocosas. Tesis de doctorado. Universidad de Cádiz. 112 pp. Inédita.


299

Caracterización y morfodinámica de las playas del tramo costero entre Cabo Mazari y Cabo Negro

(Tetuán, NO de Marruecos)

(1) UFR "Sciences de la Mer", Laboratoire de Cartographie et de Gestion Environnementale et Marine, Faculté des Sciences, BP. 2121, 93 000, Tétouan, Maroc. E-mail: [email protected].

(2) Dpto de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz, Polígono Río San Pedro s/n, 11510 Puerto Real (Cádiz), España.

Abstract: Characterization and morphodynamic behaviour of the beaches between Cabo Mazari and Cabo Negro (Tétouan, NW of Morocco). This work deals with the morphology of three beaches located between Cabo Mazari and Cabo Negro headlands, along the Mediterranean coast of Tétouan, (NW Morocco). The study quantified the relationships among processes, forms, and morphodynamic parameters of the studied beaches that are very dynamic environments in which waves and sediments interact to produce different morphodynamic states. Seasonal beach changes are not very significant; the most important variations are registered after storms.

Palabras clave: morfodinámica, perfil, clasificación de playa. Key words: morphodynamic, profile, beach classification.

1. INTRODUCCIÓN

En el presente trabajo se muestran algunos resultados del seguimiento topográfico estacional de tres playas del litoral de Tetuán situadas entre Cabo Mazari y Cabo Negro, en el litoral mediterráneo marroquí. El objetivo fundamental del trabajo es definir el comportamiento morfodinámico de dichas playas correlacionando los cambios morfológicos con los diferentes agentes energéticos, esencialmente oleaje y corrientes asociadas.

2. ZONA DE ESTUDIO

La zona de estudio está situada en el tramo costero comprendido entre los cabos Mazari y Negro (Fig. 1), abarcando una longitud total cercana a los 16 km repartidos entre tres grandes playas arenosas: Sidi Abdessalam, Martil y Cabo Negro. Existen relieves rocosos que dan lugar a acantilados inactivos, a veces de gran altura, y a pequeños salientes rocosos, como el que

existe inmediatamente al Sur de la playa de Sidi Abdessalam. Los principales ríos de la zona de estudio son el río Martil, que constituye el curso más importante, y el río Alila. Finalmente el río Bailem, de menor importancia, presenta carácter marcadamente estacional.

Fig. 1. Mapa de localización y principales unidades geomorfológicas de la zona de estudio.

La marea tiene un carácter semidiurno y rango micromareal, variando desde pocos centímetros, durante las mareas muertas, hasta los 80-100 cm en mareas vivas. Las variaciones del nivel del mar debidas a las mareas barométricas tienen también gran importancia (Benavente et al., 2007).

A. El Mrini (1), J. Benavente (2), D. Nachite (1), M. Taaouati (1) y G. Anfuso (2)

300

Los vientos predominantes de mayo a octubre soplan del Este “Chergui” y de octubre a febrero predominan los vientos que soplan del Oeste, “Gharbi”. En Abril y Mayo se puede observar un cierto equilibrio entre los vientos del ENE y OSO (LPEE, 1987). Debido a la orientación del litoral, el oleaje se aproxima a la costa del primer y segundo cuadrante. Las olas asociadas a los temporales provienen del E y ENE. Las corrientes principales fluyen de S a N y durante el período estival hacia el SSE con una velocidad máxima de 0.68 m/s (Lakhdar et al., 2001).

3. METODOLOGIA

Se llevo a cabo un seguimiento topográfico 3D de las tres playas mediante una Estación Total (TopCon GTS 225) a partir de puntos fijos ubicados en la trasplaya. El tratamiento de los datos permitió reconstruir la morfología de las playas y la pendiente del estrán. Para caracterizar el estado morfodinámico de las playas, se utilizó el parámetro de escala de rompiente (Surf Scaling Parameter, Guza e Inman 1975) que diferencia entre condiciones de zona de surf reflectivas ( <2,5),intermedias (2,5< <30) y disipativas ( 30). Para calcular la altura de ola en rompiente se utilizó la ecuación de Komar y Gaugan (1972). Dada la ausencia de medidas directas de oleaje en el tramo costero estudiado, se utilizaron los datos de la boya de Ceuta, perteneciente a la red española de medidas REMRO (Puertos del Estado, Ministerio de Medio Ambiente). En cuanto a las características granulométricas de las playas estudiadas, se tomaron muestras del estrán, que posteriormente se tamizaron para determinar los principales parámetros estadísticos (Folk y Ward 1957). Se calcularon los principales parámetros estadísticos de las muestras

tomadas en junio de 2006 (verano) y diciembre de 2007 (invierno).

4. RESULTADOS Y DISCUSION

4.1. Oleaje Se observa un cierto carácter estacional, si bien no excesivamente marcado. Aparecen picos de Hs en los periodos invernales comprendidos en el periodo noviembre-marzo. Siendo una zona de baja energía (Benavente et al., 2007), donde se consideran condiciones de temporal las alturas de ola mayores de 1,5 m.

Fig.2: Datos de oleaje en la zona de estudio. Las estrellas indican las campañas.

4.2.GranulometríaLos sedimentos están constituidos por arena cuarzosa, si bien, localmente pueden aparecer enriquecimientos de carbonatos (entre Cabo Mazari y Sidi Abdesalam). Se observó como las playas están constituidas por arena media y fina, bien a muy bien clasificada, con evolución del índice de asimetría hacia tamaños finos. La comparación entre los sedimentos de verano e invierno muestra que en las playas de Martil y Sidi Abdesalam el índice de asimetría pasa de estar desplazado hacia tamaños finos a ser simétrico en las muestras de diciembre. En la playa de Cabo Negro, el tamaño medio de los granos tuvo una evolución de finos (junio) hacia medianos (diciembre).


301

4.3. Características morfológicas de las playas La playa de Sidi Abdesalam es la menos ocupada en todo el litoral de Tetuán y mantine dunas estabilizadas por vegetación. La pendiente media muestra un valor de 0.045. Presentó escasas variaciones a lo largo del estudio, con comportamiento típico de retroceso paralelo (Nordstrom y Jackson, 1992). Por otro lado, dichos cambios no están relacionados con un comportamiento estacional, siendo el perfil de enero de 2007 el más agradante.

Fig.3: Morfología y perfiles de la playa de Sidi Abdesalam.

En cuando a la evolución morfodinámica, el parámetro de escala de rompiente (Guza e Inman, 1975), mostró un comportamiento típico de playas reflectivas en todas las campañas (Fig.4).

Fig.4: Evolución temporal del parámetro de escala de rompiente en la playa de Sidi Abdesalam.

La playa de Martil se localiza en un ambiente urbanizado, estando la trasplaya ocupada por viviendas y un paseo marítimo. En cuanto a la pendiente, si bien en líneas generales es algo menos pronunciada que en el caso anterior la media es de 0.055. Esto se debe a las escasas variaciones morfológicas registradas, con un perfil prácticamente constante a lo largo del periodo de estudio (Fig. 5).

Fig.5: Morfología y perfiles de la playa de Martil.

Los perfiles se encuentren dentro del estado intermedio en los primeros levantamientos, mientras que los realizados a partir del 17 de junio de 2006 oscilan entre estados reflectivos e intermedios (Fig.6).

Fig.6: Evolución temporal del parámetro de escala de rompiente en la playa de Maril.

La playa de Cabo Negro presenta construcciones situadas detrás de la zona de dunas (esencialmente dunas embrionarias bien desarrolladas). En cuanto a la pendiente es mucho más tendida que en las otras dos, mostrando un valor medio de 0.02. Las variaciones morfológicas del perfil son también de pequeña entidad, del orden de las observadas en Sidi Abdesalam. No muestra características estacionales y presenta un claro comportamiento de retroceso paralelo.

Fig.7: Morfología y perfiles de la playa de Cabo Negro.

El parámetro de escala de rompiente indica condiciones intermedias, debido a la baja pendiente y a la granulometría fina, debidos a la cercanía con Cabo Negro que actúa como una barrera para

302

la corriente principal que fluye de sur a norte (Fig. 8).

Fig.8: Evolución temporal del parámetro de escala de rompiente en la playa de Cabo Negro.

Finalmente cabe destacar como las tres playas estudiadas presentan pequeñas variaciones morfológicas que no están asociadas a un comportamiento estacional claro, descrito en modelos clásicos (Shih y Komar 1994), donde las playas presentan un perfil de invierno erosivo, y un perfil de verano acumulativo. Los cambios más significativos observaron después de la llegada de temporales importantes y de alta frecuencia, comportamiento similar al descrito por otros autores (Carter, 1988). Estos resultados son similares a estudios previos realizados por Anfuso et al. (2007) en la zona norte de Cabo Negro.

5. CONCLUSIONES

La zona de estudio muestra escasas variaciones morfológicas, con dos tipos de comportamientos morfodinámicos, reflectivo en la parte sur e intermedio en la parte norte. La playa de Martil muestra un comportamiento intermedio con un carácter más reflectivo durante buen tiempo e intermedio tras eventos erosivos. Esto sería típico de bahías en Z (Finkelstein, 1982), donde la zona de sombra (en este caso de los temporales del ENE) tendría pendientes más tendidas que la zona expuesta (Sidi Abdesalam) y presentaría una zona de transición (Martil).

Agradecimientos Grupo PAI RNM-328, al proyecto franco-marroquí MA/06/159 del programa Volubilis.

REFERENCIAS Anfuso, G., Martínez, J.A., Nachite, D., Benavente, J. y Macias, A. (2007). Morphological characteristics and medium-term evolution of the beaches between Ceuta and Cabo Negro (Morocco). Environmental Geology, 52: 933-946. Benavente, J., Bello, E., Anfuso, G., Nachite, D. y Macias, A. (2007). Cambios producidos por sobreelevación debida a temporales de las playas del litoral NE marroquí. Cuaternario & Geomorfología, 21:13-25. Carter, R.W.G. (1988). Coastal Environments. Academic Press, 617 pp. Finkelstein, K. (1982). Morphological variations and sediment transport in crenulate-bay beaches, Kodiak Island, Alaska. Marine Geology, 47: 261-281. Folk, R.L. y Ward, W.C. (1957). Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, 27: 3–26. Guza, R.T. e Inman, D.L. (1975). Edge waves and beach cusps. Journal Geophysical Research, 80: 2997–3012. Komar P. y Gaughan, M.K. (1972). Airy wave theory and breaker height prediction. Proc. 13th Coastal Engineering Conference,ASCE, 405-418. Nordstrom, K.F. y Jackson, N.L. (1992). Two-dimensional change of sandy beaches in meso-tidal estuaries. Zeitschrift für Geomorphologie, 36 (4): 465 - 478. Lakhdar, J., Zidane, F., Orbi, A., Hilmi, K., Sarf, F. y Rharbi, N. (2001). Etude d’impact des apports terrigènes sur l’activité aquacole dans la baie de M’Did.L’eau, L’industrie, les nuisances, 243 : 61-67.L.P.E.E. (1987). Rapport technique et expertise sédimentologique sur le port de Restinga Smir (Tétouan, Maroc) (Technical report and sedimentological characteristics of the port of Restinga, Tetuan, Morocco). LPEE, Casablanca, p. 1-51. Shih, S. y Komar, P. (1994). Sediments, beach morphology and sea cliff erosion within an Oregon coast littoral cell. Journal Coastal Research, 10: 144–157.


303

Cambios volumétricos y evolución a corto plazo de la playa de Tres Piedras, Norte de Marruecos

M. Valladares (1), A. El Mrini (2), J. Benavente (1), G. Anfuso (1), D. Nachite (2) y M. Taaouati (2)

(1) Dpto de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz, Polígono Río San Pedro s/n, 11510 Puerto Real (Cádiz), España. E-mail: [email protected]

(2) UFR "Sciences de la Mer", Laboratoire de Cartographie et de Gestion Environnementale et Marine, Faculté des Sciences, BP. 2121, 93 000, Tétouan, Maroc.

Abstract Volumetric changes and short-term evolution of Tres Piedras Beach, North of Morocco A monitoring program was carried out at Tres Piedras Beach which is located on the Mediterranean littoral between Ceuta and Cabo Negro (North of Morocco). The studied beach presented reflective profiles that recorded small seasonal changes; most notable morphological changes were related to storm waves recorded in January 2007. A very good relation was observed between wave energy and volume of eroded sand.

Palabras clave: erosión litoral, volumen de playa, Marruecos Key words: littoral erosion, beach volume, Morocco

1. INTRODUCCIÓN

El continuado incremento en la ocupación costera del litoral mediterráneo marroquí está generando en los últimos años una creciente preocupación por los procesos relacionados con la dinámica sedimentaria costera. Los problemas de erosión podrían afectar a muchas de las infraestructuras recientemente construidas. En el tramo entre Ceuta y Cabo Negro, el incremento de la presión antrópica se refleja en la construcción de dos puertos turísticos (Marina Smir y Kabila), fuertes desarrollos residenciales, hoteles y una autovía que recorre paralelamente el litoral. Todo ellos afectan a los cordones dunares y a dos zonas de lagoon de gran interés ecológico (Bello et al. 2005). A lo largo de las últimas décadas se ha venido detectando un importante retroceso costero de todo el tramo litoral objeto de estudio (Anfuso et al., 2007).

El presente trabajo trata de relacionar los cambios morfodinámicos registrados en un pequeño tramo costero con la energía a la que se ve sometida esta zona del litoral marroquí. En detalle, se ha estudiado la evolución de la morfología del perfil y de los volúmenes de arena mediante la realización de cinco campañas a lo largo de un año de estudio, así como la distribución estacional de la energía incidente.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área estudiada, la Playa de Tres Piedras, se encuentra al sur de la cuidad de Fnideq, en la celda morfológica entre Ceuta y Cabo Negro (Fig.1). Esta costa, compuesta por playas reflectivas ricas en sedimentos cuarzos, presenta orientación N-S y está abierta al Este, pero restringida al Norte y Sur por los promontorios de Ceuta y Cabo Negro. Las diferentes morfologías que encontramos se pueden englobar en:

304

cordones litorales, acantilados activos y fósiles y plataformas rocosas. El área estudiada muestra una marea de tipo semidiurna y de rango de 80-100 centímetros en mareas vivas. La onda mareal proviene del Atlántico, penetra en el Mediterráneo y se extiende hacia el Este, progresivamente decreciendo en intensidad.

Fig. 1. Área de estudio.

En algunos casos, la variación del nivel del mar producida por mareas barométricas alcanza magnitudes comparables a las mareas astronómicas (Benavente et al 2007). Desde mayo hasta octubre sopla un viento predominante del Este llamado “Chergui”. De octubre a febrero, predomina el viento del oeste “Gharbi”. Durante los meses de Abril y Mayo un cierto equilibrio se observa entre los viento del ENE y WSW (LPEE, 1987). Como resultado de la orientación del litoral, las olas se aproximan a la costa fundamentalmente desde el primer y segundo cuadrantes. Sin embargo, las olas asociadas a condiciones de tormenta vienen del E y ENE. La mayor altura de ola registrada es 5.5 m con un periodo asociado de 5 segundos en M’diq (LPEE, 1987). Las principales corrientes fluyen de Sur a Norte y durante la estación de verano, hacia el SSE, con una velocidad máxima de 0.68 m/s. (Lakhdar et al., 2001).

3. METODOLOGÍA

Para caracterizar la morfología de la playa, se realizaron cinco levantamientos desde marzo de 2006 hasta marzo de 2007 usando una Estación Total TopCon (GTS 225). Los levantamientos se prolongaron hasta una profundidad de aproximadamente 1 m bajo el nivel medio del mar. El procesamiento de los datos topográficos permitió la reconstrucción de la morfología de la playa y el cálculo de la pendiente del estrán. Las variaciones volumétricas registradas entre diferentes levantamientos se realizaron mediante la utilización del programa Surfer 8 .Por otro lado, se calculó la energía asociada al oleaje incidente que hubo entre cada una de las campañas mediante la expresión:

E=1/8 g Hs2 (1)

donde g es aceleración de gravedad, Hs

es la altura significante y la densidad del agua de mar. Dada la ausencia de medidas directas de oleaje en el tramo costero estudiado, se utilizaron los datos de la boya escalar offshore de Ceuta, perteneciente a la red española de medidas REMRO (Puertos del Estado, Ministerio de Medio Ambiente). Debido a su localización, la boya no aportará buenos datos de los oleajes provenientes del S y SE.


La zona de estudio se puede clasificar como una costa de baja energía (Benavente et al. 2007), donde se consideran condiciones de temporal las alturas de ola mayores de 1,5 m. Durante el periodo de estudio el oleaje mostró un cierto carácter estacional, si bien no excesivamente marcado: apenas aparecieron picos de Hs, salvo en enero de 2007.


305

Fig2. Variaciones volumétricas registradas entre la campaña del 5 marzo de 2006 y la del 31 de marzo de 2007.

En cuanto a la evolución volumétrica, se observó una erosión de aproximadamente 1400 m3 a lo largo del periodo de estudio. El comportamiento erosivo apareció a lo largo de prácticamente toda la playa (Fig.2) mostrando una distribución caótica, sin definir pautas claras de distribución, alcanzando valores máximos de 80 cm. Por otro lado, aparecieron dos áreas muy localizadas con un comportamiento opuesto: una de ellas a la altura del nivel medio y otra en la zona alta de la playa, en las que hubo acreción, con un máximo en torno a los 60 cm (Fig. 2). A lo largo del periodo de estudio los perfiles mostraron escasos cambios. La pendiente se mantuvo constante a lo largo de todo el año, no mostrando un carácter estacional pese a la erosión continua a la que se ve sometida la zona.En cuanto a la morfología, la playa de Tres Piedras presentó un perfil de tipo reflectivo, con escasas variaciones (del orden de centímetros) de una campaña a otra. La primera campaña, realizada en marzo de 2006 ya presentó una ligera erosión, que continuó en los siguientes meses, aunque de forma poco acusada. Este tipo de comportamiento es típico de playas de baja energía, normalmente

asociado a playas de tipo estuarino, cuyo comportamiento erosivo se relaciona con cambios tipo “retroceso paralelo” (Nordstrom y Jackson, 1992).

Fig3. Perfiles de la playa de Tres Piedras

Los perfiles, por tanto, son bastante similares entre sí, aunque cabe destacar la campaña de enero de 2007, en la que hay una mayor pérdida de sedimentos, fundamentalmente en la parte baja de la playa (Fig 3). Esta pérdida estaría claramente relacionada con el temporal que se produjo con anterioridad a dicha campaña. Finalmente, en la Fig 4 se muestra la relación registrada entre la energía que recibe la playa entre cada una de las campañas con el cambio registrado entre cada una de ellas. Se observa como al aumentar la energía incidente se produce un incremento en los volúmenes erosionados de la playa. Entre los meses de marzo de 2006 y mayo 2006 se dieron las condiciones de

-60-40-200

-100

-80

-60

-40

-20

0

20

40

60

EROSIÓN

-0.8

-0.7

-0.6

-0.5

-0.4

-0.3

-0.2

-0.1

0

-60-40-200

-100

-80

-60

-40

-20

0

20

40

600

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

ACRECIÓN

306

menor energía, por lo que el volumen perdido fue bajo.

Fig4. Energía incidente frente a las variaciones volumétricas.

Entre mayo y septiembre de 2006 y, posteriormente, entre enero de 2007 y marzo de 2007, aumentó en términos medios la energía, siendo similar su magnitud en los dos intervalos de tiempo, y aumentando sensiblemente la erosión de la playa. Por último, el período más energético se dio entre septiembre de 2006 y enero de 2007, existiendo una pérdida de volumen que llega aproximadamente hasta los 500 m3. En estos meses se alcanza la mayor erosión.

5. CONCLUSIONES

La playa de Tres Piedras ha mostrado a lo largo del periodo de estudio una tendencia erosiva constante, incluso durante las condiciones de baja energía registradas durante los meses de verano. Dicha erosión mostró una relación directa con la energía incidente, de forma que el volumen erosionado era mayor cuanto mayor era la energía del oleaje incidente. Morfológicamente, la playa de Tres Piedras se caracterizó por la presencia de perfiles de tipo reflectivo para todo el periodo de estudio, mostrando comportamientos de retroceso paralelo en condiciones de temporal. Tanto a nivel volumétrico como morfológico dicha playa no presentó un comportamiento estacional, si bien mostró un incremento de la tendencia

erosiva debido al temporal registrado en diciembre y enero. Estos resultados corroboran otros estudios previos sobre la tendencia al retroceso de este tramo costero, lo que implicaría un incremento de los conflictos derivados del desarrollo turístico que está sufriendo dicha zona del litoral mediterráneo marroquí.

Agradecimientos Grupo PAI RNM-328, y proyecto franco-marroquí MA/06/159 del programa Volubilis.

REFERENCIAS

Anfuso, G. Martínez, J.A. Nachite, D. Benavente, J. Macias, A. (2007). Morphological characteristics and medium-term evolution of the beaches between Ceuta and Cabo Negro (Morocco). Environmental Geology, 52: 933-946.

Bello, E., Anfuso, G., Macias, A., Nachite, D., Benavente, J. y Barragán, J.M. (2005). Estudios previos para una propuesta de gestión integrada en las costas mediterráneas de Marruecos: el tramo Ceuta-Cabo Negro. Junta de Andalucía. 103 pp.

Benavente, J. Bello, E. Anfuso, G. Nachite, D. Macias, A. (2007). Cambios producidos por sobreelevación debida a temporales de las playas del litoral NE marroquí. Cuaternario y Geomorfología,21, 13-25.

Nordstrom, K.F. y Jackson, N.L. (1992). Two-dimensional change of sandy beaches in meso-tidal estuaries. Zeitschrift für Geomorfologie, 36 (4), 465 - 478.

Lakhdar Idrissi, J. Zidane, F. Orbi, A. Hilmi, K. Sarf, F. Rharbi, N. (2001). Art. Etude d'impact des apports terrigènes sur l'activité aquacole dans la baie de M'diq Rev. L’eau, L’industrie, les nuisances.243, 61-67.

L.P.E.E. (1987). Rapport technique et expertise sédimentologique sur le port de Restinga Smir (Tétouan, Maroc).LPEE, Casablanca, 51pp.


307

Análisis de las variaciones de la línea de costa en sistemas playa-duna de Menorca y de Mallorca (Illes

Balears)

Martín Prieto, J.A.(1), Roig-Munar, F.X.(1,2), Pons, G.X.(1) y Rodríguez-Perea, A. (1)

(1) Dep. de Ciències de la Terra. Univ. de les Illes Baleares. Ctra. de Valldemossa Km 7,5 Palma de Mallorca.

(2) Consell Insular de Menorca, Pl. Biosfera 5, Maó, Menorca (I. Balears) E-mail: [email protected]

Abstract

Coast-line variations have been analyzed in four beaches of the Balearic Islands: two beaches of Minorca (s'Olla in the North and son Bou in the South) and two of Majorca (sa Mesquida in the NE and it is Trenc in the South). In all of them important setbacks have been produced between the year 1956 and 2002. Maximum values are between 0.5 and 1 m / year and their spatial distribution coincide with the zones of access to the beaches and with their most frequented areas. The reason of such setbacks must be attributed to the deficient management of the beach and to the retreat with inadequate machinery of the sea-weed remains of Posidonia oceanica.

Palabras clave: Erosión de playas, usuarios, Menorca, Mallorca. Key words: Beach erosion, beach users, Minorca, Majorca

1. INTRODUCCIÓN Para analizar las variaciones en la línea de costa de los sistemas playa-duna y establecer sus relaciones con los principales factores erosivos en las playas de Baleares, se han escogido dos playas de Menorca (s’Olla en el Norte y son Bou en el Sur) y dos de Mallorca (sa Mesquida en el NE y es Trenc en el Sur). Estas playas presentan caracteres similares ya que, aunque abiertas a los temporales de Tramuntana (N), s’Olla y sa Mesquida, están relativamente encajadas, mientras que son Bou i es Trenc de mayores dimensiones se orientan hacia el Sur. En todas ellas se han medido las variaciones en los cambios de la línea de costa, a partir de una metodología desarrollada con la utilización conjunta de cartografía a escala 1:25.000 y de fotografías aéreas verticales de los años 1956, 1990, 1997 y 2002, las cuales han estado digitalizadas y los datos resultantes tratados y analizados con un Sistema de Información Geográfica (SIG).

Esta metodología permite, definir las líneas de costa de los diversos años y obtener los balances sedimentarios de cada una de las playas entre tales años y así, iniciar el análisis de los procesos que los producen. Aunque pueden invocarse diversas causas para explicar los procesos erosivos en las playas de las Baleares, la elevadísima frecuentación del litoral de las Islas se apunta como uno de los factores principales. El análisis de la gestión litoral, efectuado por diversos autores (Short, 1999; Martín-Prieto et al., 2007) señala la importancia de los procesos de limpieza, la retirada de restos vegetales con maquinaria pesada, la excesiva frecuentación de los frentes dunares y la consiguiente destrucción de las comunidades vegetales pioneras como las causas de los procesos erosivos principales. Todos ellos son de origen antrópico, por lo que resulta interesante comparar los patrones erosivos de playas con diversa orientación, tamaño y en nuestro caso,

308

situadas en distintas islas, con el objetivo de conocer si existen otros factores, naturales o antrópicos, no considerados hasta el momento.

2 METODOLOGÍA Las líneas de costa de cada una de las playas analizadas han sido digitalizadas para cada uno de los fotogramas correspondientes a cada año de observación. Una vez digitalizadas, el Sistema de Información Geográfico nos ha permitido el estudio comparativo de los cambios de las diferentes líneas de costa de forma espacial y temporal, a partir de la aplicación de una herramienta llamada Digital Shoreline Analysis System. Esta metodología determina la posición de la línea de costa en cada periodo a partir de una línea de base. En función de esta línea de base, se establecen diversos transectos perpendiculares a la misma y separados unos de los otros 30 m. A partir de los resultados obtenidos, se hacen los cálculos pertinentes para obtener en cada transecto los metros acumulados y/o erosionados, la media de erosión/acumulación y la relación erosión/acumulación desde el primer fotograma hasta el último, etc.

Fig. 1. Erosión en el periodo 1956-2002 en la playa de s’Olla (N de Menorca). Los datos de la leyenda

expresan el retroceso en metros en el periodo analizado.

3 RESULTADOS Los resultados obtenidos documentan los efectos de la frecuentación sobre el retroceso de la línea de costa.

En efecto, los procesos erosivos acumulados en el intervalo estudiado (46 años) se concentran en las zonas más frecuentadas por los bañistas o en las zonas más próximas a los accesos de las playas. En los casos de las playas situadas al Norte de Menorca –s’Olla- y de Mallorca –sa Mesquida- (Fig. 1 y 2) pueden observarse con claridad dichas relaciones.

Fig. 2. Erosión en el periodo 1956-2002 en la playa de sa Mesquida (NE de Mallorca). El punteado sobre la playa sumergida se corresponde con la disposición sobre la playa emergida de 410 usuarios. Los datos de la leyenda expresan el retroceso en metros en el

periodo analizado.

En el primer caso (Fig.1), s’Olla puede verse con claridad como la erosión acumulada alcanza valores próximos a 1 m/año en su extremo oriental, mientras que en el occidental se reduce en un orden de magnitud o incluso en algún punto presenta una mínima programación. Esta asimetría no puede sino relacionarse con el importante complejo hotelero desarrollado sobre el promontorio situado en el levante de la playa e inexistente en su límite occidental. En el segundo caso, sa Mesquida en el NE de Mallorca (Fig.2) se observa la misma asimetría, pero con una orientación inversa. El sector con máximas erosiones acumuladas en los 46 años de observación se sitúa en la parte occidental de la playa (con valores en torno a 50 cm/año), mientras que en su parte oriental se presentan valores positivos. Tan solo en el extremo más


309

oriental aparecen valores de nuevo negativos y correspondientes a los efectos de un pequeño cauce de

evacuación de escorrentía superficial. En la parte centro-occidental de la playa desemboca el torrente principal que en

Fig. 3. Erosión en el periodo 1956-2002 en la playa de son Bou (S de Menorca). Los datos de la leyenda expresan el retroceso en metros en el periodo analizado.

temporada turística se presenta obliterado por las operaciones de "mantenimiento" de la playa. Bastaría señalar que la entrada a la playa se sitúa en el sector occidental para explicar la asimetría erosiva. No obstante, se ha representado la distribución de usuarios sobre la playa en un día estándar de temporada alta (410 personas o grupos de personas) con lo cual se manifiesta aún más si cabe la relación indicada. En las otras dos playas analizadas, son Bou al Sur de Menorca (Fig.3) y es Trenc al Sur de Mallorca (Fig. 4) la relación es igual de evidente, aunque su estructura es más compleja. En son Bou se producen erosiones acumuladas a lo largo de buena parte de la playa, pero sus valores máximos (en torno a 50 cm/año) se sitúan en su parte más oriental, junto a la entrada de los usuarios procedentes de los dos mayores edificios hoteleros existentes en la zona y cuya actividad gravita sobre la playa desde más antiguo. Un segundo máximo erosivo se encuentra en el acceso a la playa desde el aparcamiento existente sobre los rellenos de la albufera litoral,

en la zona centro-oriental de la restinga dunar (Fig.3). Los restantes sectores erosivos coinciden también con accesos a la playa desde un camino longitudinal que recorre toda la restinga dunar que cierra la albufera y da origen a la playa. El último caso analizado corresponde a la playa de es Trenc (Sur de Mallorca) (Fig. 4). Se detectan en ella tramos erosivos con valores que alcanzan el metro por año y que, como en los casos anteriores, correlacionan los accesos a la playa y las zonas más frecuentadas. En efecto, los valores de retroceso acumulado más elevados (en torno a 70 cm/año) se sitúan en el SE de la playa coincidiendo con la presencia de un aparcamiento y de los accesos principales. Otro máximo secundario se encuentra en el extremo NW de la playa donde se sitúa otro acceso peatonal, junto al núcleo poblacional de ses Covetes. El tercer máximo erosivo se determina por la disposición de un ‘chiringuito’ y las sombrillas y hamacas correspondientes. Para evidenciar la importancia de estas instalaciones como factores coadyuvantes a la erosión se ha

310

cartografiado la disposición de 425 sombrillas sobre la playa tal y como se disponen en temporada alta. Puede apreciarse una buena correlación entre

sombrillas (equivalentes a la mayor frecuentación) sobretodo en el sector central y en el extremo NW, mientras que las erosiones en la parte SE de la

Fig. 4. Erosión en el periodo 1956-2002 en la playa de es Trenc (S de Mallorca). P: principal aparcamiento de la playa. Los trazos blancos sobre la playa sumergida representan la disposición de los diversos grupos de hamacas en la playa durante la temporada alta. Los datos de la leyenda expresan el retroceso en metros en el periodo analizado.

playa que no presenta hamacas ha de atribuirse a una zona de retirada masiva de restos vegetales de Posidonia oceanica.

4 CONCLUSIONES En las playas analizadas se ha detectado un importante retroceso que, en el periodo 1956-2002, ha alcanzado valores máximos entre 0,5 y 1 m/año. Esta pérdida de superficie ha tenido lugar especialmente en los sectores más frecuentados por los usuarios de las playas y en los accesos a las mismas. Esta correlación se hace patente en la playa de s’Olla donde los máximos retrocesos se producen en su costado más urbanizado. Igual sucede en sa Mesquida donde la distribución espacial de los usuarios sobre la playa coincide básicamente con la de los retrocesos de la costa. En son Bou y en es Trenc la correlación es doblemente significativa,

por una parte con los accesos y por otra con la distribución de los usuarios. Las causas de este impacto se deben, a factores antrópicos, fundamentalmente en el modo de gestión de la playa y la retirada de hojas de Posidonia oceanicadepositadas sobre la misma con maquinaria pesada con pérdida de sedimento, además de la modificación del perfil de playa.

REFERENCIAS Short, A.D. (1999). Handbook of Beach

and Shoreface Morphodynamics. J. Wiley & Sons. 392 pp.

Martín-Prieto, J.A, Roig-Munar, F.X., Rodríguez-Perea, A., Pons, G. X. & Balaguer, P (2007). La Gestión litoral en las Islas Baleares. In: Fornós, J.J., Ginés, J. i Góméz-Pujol, Ll. (edits.). Geomorfología Litoral: Migjorn y Llevant de Mallorca. Mon. Soc. Hist. Nat. Balears, 15: 75-90.


311

Las morfologías externas de los estuarios de Tina Mayor, Tina Menor y San Vicente de la Barquera en

relación con el confinamiento y la dinámica

G. Flor Blanco (1) y G. Flor (1)

(1) Universidad de Oviedo. Departamento de Geología. Área de Estratigrafía. C/ Arias de Velasco, s/n. 33005. Oviedo (Asturias). España. [email protected]

Abstract Outer morphologies of estuaries of Tina Mayor, Tina Menor and San Vicente de la Barquera related to the mouth and dynamics

Several dynamic morfosedimentary models can be established from geomorphological maps of the estuarine complex mouth and bays of Tina Mayor, Tina Menor and San Vicente de la Barquera. The models include the variability of grain size of sediments, the rocky slopes and plant geometry of the old infilled valleys as well as the main sedimentary structures and inferred currents.

Palabras clave: modelos morfosedimentarios, estuarios, Cantabria Key words: morphosedimentary models, estuaries, Cantabria

Los estuarios más occidentales de Cantabria: Tina Mayor y Tina Menor, vinculados a ríos cordilleranos, y San Vicente de la Barquera, a un río costero, se confinan morfológicamente de forma distinta lo que, unido a las dominancia de sedimentos de gravas y cantos en el primero y arenosos en los otros dos, se traduce en la aparición de unidades morfosedimentarias y dinámicas peculiares en las bahías internas. Los oleajes reinantes son del NO, seguidos del NE, mientras que las mareas son mesomareales y semidiurnas.

Tina Mayor y Tina Menor se confinan por estrechamientos rocosos (rocas cuarcíticas y calcáreas resistentes), intensamente influenciados por la herencia de sendos valles fluviales abruptos. Por su parte, el de San Vicente se dispone sobre un valle amplio en cuyo subsuelo existen rocas poco competentes (limolitas y yesos entre otros) y una fracturación importante, cerrándose por una barrera arenosa bien evolucionada.

Este trabajo incluye las cartografías geomorfológicas simplificadas, teniendo

en cuenta la distribución de las formas de lecho mayores: barras y lóbulos longitudinales, barras horquilladas, deltas mareales, así como megaripples y ondas de arena, medidas in situ para deducir los sentidos e intensidades de corriente en ciclos mareales completos. Se elaboran así los modelos de funcionamiento dinámico en estos entornos estuarinos de mayor energía y complejidad, gracias a toda una serie de investigaciones previas Flor Blanco (2002 y 2007) y Flor Blanco y Flor (2003, 2004 y 2006).

1. ESTUARIO DE TINA MAYOR

-Complejo de desembocadura. Formado por sendas barreras sedimenatrias confinantes, la externa escasamente desarrollada y la interna constituida por una extensa playa y una duna fósil. En el lecho occidental del canal principal, se ubica una barra horquillada de flujo y una playa de cantos en una pequeña ensenada limitada por promontorios.

-Bahía de cantos, gravas y arenas.Estructura central alargada y subparalela al canal principal de

312

dirección N-S (lecho de alto flujo), compuesta por barras sinuosas, horquilladas y estructuras de desbordamiento, principalmente, que dejan un canal secundario en la franja oriental. En el extremo meridional de la bahía, se activa un lóbulo de cantos con sentido de flujo hacia el O. La margen opuesta es una franja de sombra, con llanuras arenoso-fangosas. Fig. 1A.

2. ESTUARIO DE TINA MENOR

-Complejo de desembocadura. Canal principal sinuoso que se resuelve sobre la playa intermareal en un scour con profundidades de hasta 7 m. La barrera arenosa de cierre está incompleta,

formada por dicha playa en la que el promontorio rocoso oriental favorece el confinamiento.

-Bahía arenosa. Barras horquilladas externas, principalmente de flujo, que se suceden longitudinalmente, y alguna menor de reflujo en la banda externa. Aguas arriba, se abre una bahía arenosa amplia, con una parte oriental menos energética, pero con bordes de playas estuarinas de cantos y gravas y exclusivamente arenosas, y otra occidental donde se generan las estructuras de mayor energía por la influencia del canal principal. En la parte oriental interna, se ha formado la “barrera de El Sable”, en erosión actualmente, con dunas fósiles y embrionarias y playa arenosa. El canal principal es sinuoso en todo el

recorrido, instalado por la margen occidental. Fig. 1B.

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Fig. 1. Cartografía de las unidades morfosedimentarias y dinámicas de los complejos de desembocadura y bahías de los estuarios de Tina Mayor (A) y Tina Menor (B) cuyos confinamientos son predominantemente rocosos.


313

3. ESTUARIO DE SAN VICENTE DE LA BARQUERA

-Complejo de desembocadura. La extensa barrera arenosa culmina con campos dunares, tanto en la playa expuesta, como en la estuarina. En la margen oriental del paso de desembocadura, se activa una barra longitudinal.

-Bahía arenosa. La estructura más importante es un delta mareal de flujo arenoso, con una rampa principal y numerosas estructuras de lecho (ondas de arena y algunos megaripples). El canal principal barre la margen oriental y el secundario la occidental. En algunos tramos, los canales de resuelven en sendas barras horquilladas, tanto de flujo como de reflujo, éstas últimas más numerosas y mejor desarrolladas.

En la margen derecha se ubican dos playas estuarinas realimentadas

artificialmente, desarrollando dunas, mientras que en la franja meridional se sedimentan facies fangosas. Fig. 2.

4. MODELOS MORFODINÁMICOS

El hecho de que la costa sea de carácter mesomareal induce a que estos estuarios se confinen con barreras sedimentarias. Tina Mayor y Tina Menor se cierran parcialmente mediante estrechamientos rocosos, mucho mejor en este último. La existencia de grandes volúmenes de cantos y gravas en la desembocadura también condiciona las características de la barrera, como es el caso de Tina Mayor. Los oleajes refractados hacen que las barreras se anclen en la margen oriental de las bocas, incluso para Tina Menor aunque se genere una barrera arenosa muy incipiente. Consecuentemente, los pasos de desembocadura se instalan en la margen occidental.

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Fig. 2. Cartografía de las unidades morfosedimentarias y dinámicas del complejo de desembocadura y bahía del estuario de San Vicente de la Barquera confinado por una amplia barrera arenosa y cuyo paso de desembocadura

está limitado y alargado artificialmente por diques.

314

Donde más eficientemente ocurren las mayores diferencias es en las bahías, produciéndose un cambio progresivo a medida que aumenta la anchura de las márgenes y el tipo de sedimento.

Tanto la seriación litológica de las facies estuarinas, con tamaños medios mayores en las áreas de la bocana (mayor energía) y menores en el interior o cola estuarina (llanuras fangosas y marismas, propias de energias menores), como la funcionalidad de la mayor parte de las estructuras morfosedimentarias se pueden explicar en el intervalo del ciclo mareal comprendido entre algo antes de la media marea ascendente hasta un poco antes de la pleamar. Asimismo, la disposición y morfología de las estructuras de lecho dentro de la bahía, se relacionan con el efecto de Coriolis.

La gran abundancia de cantos y gravas induce la formación de un sistema de barras longitudinales, que construyen un complejo sedimentario adosado a la margen derecha del canal principal. Esto forma parte de una megaestructura construida con un complejo conjunto de barras asimilable a una gran barra horquillada asimétrica con una franja arenosa como parte de una rampa en la franja oriental. La porción más oriental está mal desarrollada. Ambas se cierran en el ápice meridional donde se activa un lóbulo funcionando hacia el O. En Tina Menor, el estrechamiento rocoso se continúa aguas arriba del paso, siendo responsable de la formación de barras horquilladas amplias, que se escalonan aguas arriba en sustitución de un único delta de flujo, como ocurre en San Vicente de la Barquera.

Tanto en Tina Mayor como en Tina Menor, la disposición morfológica de los promontorios confinantes y le geometría sinuosa en planta de la traza obliga a que las corrientes de flujo

intensas se desvíen desde la bocana hacia los costados surorientales de ambos. Es por ello que el canal principal se instala en la margen occidental de las bahías y, en el caso de Tina Menor, se genera una barrera (playa y dunas estuarinas) en su extremo meridional.

En San Vicente de la Barquera, el modelo se caracteriza por la construcción un amplio delta de flujo, funcional desde la media marea ascendente, que se constriñe en su borde oriental por el canal principal y en el occidental por otro secundario. Durante las pleamares vivas se produce un giro levógiro en la capa superficial.

REFERENCIAS

Flor Blanco, G. (2002). Aspectos dinámicos y sedimentarios del estuario de Tina Menor. Trabajo de Investigación (inédito). Dpto. Geología. Univ. de Oviedo. 59 pp.

Flor Blanco, G. y Flor, G. (2003). Modelo morfodinámico del estuario de Tina Menor (Cantabria). 4º Simposio sobre el Margen Ibérico Atlántico. Thalassas, 19 (2b), 149-150.

Flor Blanco, G. y Flor, G. (2004). Aspectos morfológicos de los estuarios de Tina Mayor y Tina Menor (oriente de Asturias-occidente de Cantabria). En Benito, G. y Díez A. (Eds.): VIII Reunión Nacional de Geomorfología,Toledo, vol. I, 329-336.

Flor Blanco, G. y Flor, G. (2006). Zonación geomorfológica y unidades morfosedimentarias y dinámicas del conjunto estuarino de San Vicente de la Barquera (Cantabria). En A. Pérez Alberti, A. y López Bedoya, J. (Eds.):IX Reunión Nacional de Geomorfología, Univ. Santiago de Compostela, 375-388.

Flor Blanco, G. (2007). Caracterización morfosedimentaria y dinámica y evolución ambiental de los estuarios de Tina Mayor, Tina Menor y San Vicente de la Barquera (costa occidental de Cantabria). Tesis Doctoral (inédita). Univ. de Oviedo. 471 pp.


315

Evolución reciente y evidencias morfológicas de actividad marina en estuarios mediante el estudio de

fotografías aéreas

D. Vázquez (1), M. Fernández Alonso (1) y E. Fernández Iglesias (1)

(1) Instituto de Recursos Naturales y Ordenación del Territorio (INDUROT), Universidad de Oviedo. Campus de Mieres, C/ Gonzalo Gutiérrez Quirós s/n, 33600-Mieres, Asturias. Email: [email protected]

Abstract Recent evolution and morphological evidences of marine activity in estuaries obtained by aerial photographs analysis This study focus on two cantabrian river mouths, presently occupied by anthropic fillings, which in the 1950’s showed most of their natural features. Aerial photographs from 1956-1957 allow to identify the extension of original beaches, dunes and salt marshes. Easily recognizable terrain morphologies, as deflaction corridors and tidal channels, are useful to approximate the reach of coastal influence along the fluvial valley.

Palabras clave: estuario, canales mareales, fotografías aéreas, impacto humano Key words: estuary, tidal channels, aerial photographs, human impact

1. INTRODUCCIÓN

Los estuarios albergan hábitats de elevado valor natural y alta productividad biológica pero simultáneamente son ambientes muy frágiles y altamente sensibles a las alteraciones humanas. Numerosos hábitats estuarinos han desaparecido en los últimos tiempos a favor del desarrollo urbano e industrial y aún son muy abundantes las marismas que permanecen aisladas de la dinámica mareal mediante diques y motas.

La costa Cantábrica no ha escapado a esta situación, ya que a pesar de que los estuarios tienen una pequeña representación frente a la dominancia de acantilados en la línea de costa, las planicies estuarinas han concentrado desde tiempos históricos a numerosas ciudades y villas.

Un estudio centrado en los valores naturales y estado de conservación de 85 sistemas fluviales que desembocan en el Cantábrico detectó que, a pesar

del buen estado de conservación de una gran parte del litoral, numerosos desarrollos históricos ya habían ocupado una parte significativa de estos medios de transición, representados por llanuras intermareales y ambientes dunares. Concretamente entre un 30 y 40% de estos medios se encuentran ocupados por rellenos artificiales de diferente naturaleza (Indurot, 2003).

Aunque la ocupación de estos ambientes es un hecho reconocido y evidente en muchas situaciones, sobre todo en el caso de los sistemas dunares que han desaparecido bajo ciudades ubicadas en primera línea de costa, resulta complicado determinar hasta qué punto se extendían cada uno de los ambientes que configuraba un determinado estuario.

El estudio de las columnas sedimentarias levantadas mediante sondeos en zonas rellenadas representa la herramienta fundamental, en muchos casos exclusiva cuando los rellenos son anteriores a la segunda mitad del siglo

316

XX, épocas en las que la documentación cartográfica y fotográfica estaba escasamente desarrollada. En otros casos la ocupación se intensificó en la década de 1970, permitiendo analizar las fotografías aéreas del “vuelo americano” (1956) para determinar la posible naturaleza marina y dunar de las zonas alteradas.

El análisis evolutivo de los medios de transición mediante fotografías aéreas es un método habitualmente aplicado en estos ámbitos (Lorenzo et al., 2002; Cox et al., 2003; Fernández Escalante y García Rodríguez, 2004; Philipp, 2005; Dirección General de Costas, 2006), al permitir identificar determinadas evidencias indicadoras de su afección por procesos litorales.

En el presente trabajo se han seleccionado dos desembocaduras fluviales ubicadas en la zona central de Asturias, que han sido ocupadas por rellenos artificiales durante las últimas 4 décadas. El objetivo es analizar su evolución reciente y detectar hasta dónde se extendían las evidencias de actividad litoral mediante el análisis de fotografías aéreas.

2. ÁREA DE ESTUDIO

Las dos desembocaduras fluviales objeto del presente trabajo están ligadas a los ríos Vioño y Aboño, con cuencas hidrográficas de 300 y 1100 ha respectivamente, ubicadas en Avilés y Gijón, los municipios costeros con mayor población en Asturias.

La desembocadura del río Aboño sigue un trazado NE-SW, asentándose sobre un sustrato geológico constituido por las pizarras silúricas de la Formación Formigoso.

La desembocadura del río Vioño constituye un brazo lateral de la ría de

Avilés. Sigue un trazado ENE-WSW, y se ubica sobre el contacto entre las calizas, dolomías y margas del Grupo Rañeces (Devónico inferior) y las areniscas ferruginosas de la Formación Furada (Silúrico superior).

Ambos valles se encuentran intensamente ocupados por rellenos artificiales, una parte de los cuales ya aparecían representados a mediados de los años 50. A partir de la década de los 70 la ocupación se intensifica de forma notable, abarcando prácticamente la totalidad de las desembocaduras. El crecimiento de la villa de Avilés, el desarrollo portuario o la expansión ligada a la industria del hierro son algunos de los agentes principales de ocupación. Actualmente la dinámica marina solo asciende en los valles a través del cauce principal, totalmente canalizado mediante escolleras.

3. METODOLOGÍA

Se han analizado las fotografías aéreas disponibles en las zonas de estudio, correspondientes a los años 1956-1957 (escala 1:33.000), 1969 (1:18.000), 1984 (1:18.000), 1994 (1:18.000), 2001 (1:5000) y ortofoto SigPac del año 2003 (1:15.000).

En cada imagen se han delimitado dos grandes conjuntos de unidades: rellenos artificiales y zonas naturales, diferenciándose dentro de estas últimas los distintos ambientes litorales representados. Aunque la imagen más antigua es la que permite identificar con mayor precisión las características naturales de los terrenos, algunas imágenes posteriores y de mayor detalle sirven de apoyo para confirmar morfologías. En el presente trabajo se sintetizan los cambios detectados durante el periodo 1956-2003 y la extensión que presentaban los ambientes costeros.


317

4. RESULTADOS

Se ha cuantificado la variación de la superficie ocupada por los diferentes ambientes identificados en el área de estudio entre la década de 1950 y el año 2003 (Tabla I). La tendencia general ha sido el crecimiento de rellenos artificiales en detrimento de los ambientes costeros.

TABLA I. VARIACIONES DE SUPERFICIE PARA DIFERENTES UNIDADES

ABOÑO VIOÑO

SUPERFICIE (%) SUPERFICIE (%) Playa -16 -

Medio eólico -3 -

Medio estuarino -30 -85

Medio de transición

-1 -4

Rellenos +50 +89

En el caso del estuario de Aboño, la fotografía del año 1956 muestra un 65% del área de estudio con características naturales y el 35% restante ocupado por rellenos. El crecimiento de rellenos más importante se produjo en la década de 1970, donde prácticamente ya se había ocupado la totalidad del fondo del valle.

En cuanto a los terrenos con características naturales, un 30% correspondía a los depósitos de playa, con una amplía representación de la zona intermareal. Los depósitos dunares ya se encontraban afectados por rellenos, pudiendo identificarse sólamente un 3% de zonas naturales recorridas por pasillos de deflación eólica. Valle arriba las llanuras intermareales con escasa o nula cubierta vegetal junto con las marismas se extendían a lo largo del 30% del área de estudio. En estos ámbitos se han reconocido, dejando fuera el cauce principal, hasta 5 km de canales mareales, caracterizados por su trazado sinuoso. Sus dimensiones y la densidad de la red de canales guardan proporción

con la intensidad de la dinámica mareal, permitiendo identificar las dimensiones mínimas de la zona con afección marina. El resto del área de estudio estaba representado por los terrenos de transición hacia el medio fluvial.

Fig.1. Ejemplo de ocupación de zonas de marismas desde el año 1957 al 2003.

Durante los años siguientes los rellenos artificiales se han extendido por el fondo de valle hasta ocupar un 85% del total, haciendo desaparecer prácticamente todos los ambientes litorales identificados, a excepción de la playa ubicada en la margen izquierda de la desembocadura. A esta situación se añade la ocupación de incluso zonas submareales, mediante la construcción de una plataforma sobre la que actualmente se vierten escombros.

Fig. 2. Cambios en la bocana de Aboño desde el año 1957 al 2003.

Respecto a la desembocadura del río Vioño, la superficie ocupada por rellenos artificiales en la fotografía aérea del año 1957 es del 10%. Ya en esta fecha la zona se encontraba afectada por una importante barrera mareal, representada por la carretera AS-329 que secciona transversalmente la bocana del valle de Vioño. A pesar de esta estructura, aún pueden reconocerse evidencias de actividad mareal en los terrenos interiores, mostrando una red de canales mareales que, sin contar el cauce principal, abarcaban una longitud

318

de cerca de 4 km. La superficie drenada por estos canales mareales abarcaba el 85% del área de estudio.

La ocupación masiva de los terrenos tuvo lugar principalmente en las décadas de los años 70 y 80, en relación con el desarrollo de polígonos industriales. En el año 2003 la ocupación por rellenos artificiales ha afectado a casi el 90% de la desembocadura, confinando la influencia mareal a lo largo un canal estrecho y canalizado que discurre por el fondo del valle.

5. CONCLUSIONES

La ocupación antrópica de los medios de transición estuarinos se ha intensificado en numerosas ocasiones con posterioridad al vuelo americano del periodo 1956-57. En estos casos el análisis de fotografías aéreas representa una herramienta de alto valor al permitir analizar las zonas afectadas por la dinámica eólica, litoral y mareal, mediante la identificación de morfologías dunares características, la envergadura y densidad de la red de canales mareales y determinadas características de la vegetación.

Así se ha puesto de manifiesto en dos desembocaduras fluviales de la zona central de Asturias, donde el estudio evolutivo de fotogramas ha permitido identificar los ambientes que ocupaban gran parte del fondo del valle en condiciones naturales, previamente a su masiva eliminación por rellenos en las décadas de los años 70 y 80. Estas imágenes muestran un fondo de valle con características naturales en un 65% en Aboño y un 90% en Vioño. Actualmente los medios litorales que dominaban gran parte de estas desembocaduras han desaparecido en ambos casos, albergando solamente

actividad mareal a lo largo de estrechos cauces canalizados.

Agradecimientos Este trabajo se ha elaborado en el marco del Convenio CN-07-113.

REFERENCIAS

Cox, R. et al. (2003). Long term changes in salt marshes extent affected by channel deepening in a modified estuary. Continental shelf research, 23, 1833 - 1846.

Dirección General de Costas (2006). Instrucciones técnicas para la realización del deslinde del Dominio Público Marítimo Terrestre. Ministerio de Medio Ambiente.

Fernández Escalante, A. y García Rodríguez, M. (2004). Aspectos procedimentales de Geomorfología litoral. Aplicación de la ley de costas en la delimitación del DPMT. Tecnología y desarrollo, vol. 1.

Indurot (2003). Estuarios cantábricos: Perspectiva general. Dirección General de Costas. Ministerio de Medio Ambiente. Informe inédito.

Lorenzo, F. et al. (2003). Evolución y erosión comparada de tres sistemas playa/flecha en las rías de Ortigueira, O Barqueiro y Viveiro (Galicia, España). Cuaternario y Geomorfología, 17 (1-2), 75 - 89.

Philipp, K.R. (2005). History of Delaware and New Jersey salt marsh restoration sites. Ecological Engineering, 25, 214 - 230.

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319

Marismas de Doñana: transformación de una marisma mareal a una pluvio-fluvial durante el Holoceno

reciente (SO España).

(1) Departamento de Geografía, Historia y Filosofía. Univ. Pablo de Olavide, Ctra. de Utrera, Km. 1- 41013 Sevilla (Spain). [email protected].(2) Departamento de Geodinámica y Paleontología. Univ. de Huelva. Avda. Fuerzas Armadas, s/n. 21071-Huelva (Spain).

Abstract The multidisciplinar study, applying technical geomorphological, palinological and litoestratigraphical, in the estuary of the Guadalquivir (Doñana, SW spain,) had allowed to establish the evolution in the Late Holocene of the estuarine environment from tidal marshland to fluvial marshland. This evolution has been conditioned by development of fluvial levees that isolate portions of saltmarsh from tidal current with a diminution of the marine influence.

Palabras clave: Geomorfología costera, palinología, Holoceno reciente, Marismas de Doñana, SO España. Key words: Coastal geomorphology, palynology, Late Holocene, Doñana marshland, SW Spain.

1. INTRODUCCIÓN

A lo largo de la costa del Golfo de Cádiz existen numerosos estuarios. La mayoría de estos son maréales, exceptuando el del Guadalquivir que presenta una extensa marisma de agua dulce. El objetivo de este trabajo es determinar los mecanismos dinámicos que permitieron el paso de una marisma mareal a una pluvio-fluvial así como las consecuencias ecológicas de dicha evolución en el medio natural. Para lograr este objetivo se han empleado técnicas geomorfológicas, palinológicas, radiométricas y litoestratigráficas.

2. MARCO GEOGRÁFICO

El estuario del Guadalquivir lo constituye una extensa marisma de unas 140.000 ha, quedando sólo unas 30.000 ha en estado virgen, en el P.N. de Doñana (Fig. 1). Estas se encuentran surcadas por el río Guadalquivir, que condiciona su geomorfológica (Rodríguez Ramírez, 1998). El Guadalquivir presenta un caudal medio anual de 185 m3/s, aunque en algunas

riadas invernales puede llegar a los 10.000 m3/s (Menateau, 1979). Por otra parte el rango mareal de este sector es de 3.6 metros. La deriva litoral predominante es hacia el este, lo cual determina la morfología costera.

Fig. 1. Esquema geomorfológico del P. N. de Doñana y localización de los testigos estudiados.

3. METODOLOGÍA

El estudio geomorfológico de las marismas del Parque Nacional de Doñana ha permitido delimitar las diferentes formaciones geomorfológicas y su relación cronológica. Se extrajeron

C. Yáñez (1) y A. Rodríguez-Ramírez (2).

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dos sondeos cortos, de 130 cm (Las Nuevas) y 70 cm (Marilópez), mediante el empleo de una sonda manual, tipo Eijkelkamp, de 20 mm de diámetro (Fig. 2). En cada uno de ellos se ha llevado a cabo un muestreo sistemático cada 4 cm para análisis polínico, así como la caracterización litoestratigráfica y macrofaunística. Para el análisis polínico, las muestras fueron sometidas a los protocolos estandarizados (Moore et al. 1991), aplicando a los datos un tratamiento estadístico mediante el programa TILIA & TILIA- GRAPH. Como referencia cronológica se cuenta con dos dataciones de 14C realizadas en malacofauna. La de Marilópez, de 3067 años cal BP (Rodríguez Ramírez et al. 1996) y la de Las Nuevas, de 1252 años cal BP (Rodríguez Ramírez et al. 2001). Las fechas fueron calibradas usando el programa CALIB 5.0.2htlm (Stuiver y Reimer, 1993). El efecto reservorio ( R) empleado fue de 440 + 84 ( Dabrio et al., 1999), para muestras más antiguas de 2500 años BP y de 304 + 70para muestras entre 1700 – 1000 años BP (Monges Soares, 1993).


La configuración geomorfológica actual de las marismas del Guadalquivir está condicionada por la red de levees fluviales que han ido avanzando de norte a sur en los últimos miles de años (Fig. 3). Estos levees fluviales actúan de barreras naturales aislando porciones de marisma de la influencia mareal. Los sondeos realizados en sendas áreas interfluviales, delimitadas por paleolevees, muestra unas arcillas limosas con la intercalación de un nivel más grosero muy rico en malacofauna, con evidentes signos de transporte por eventos de alta energía. La malacofauna dominante en este depósito esta constituida por formas estuarinas

(Cerastoderma edule), apareciendo alguna forma marina (Glycimeris sp, Chamelea gallina...) arrastradas desde mar abierto.

En cuanto a los datos palinológicos se pueden diferenciar tres zonas en los diagramas de ambos testigos (Yáñez, 2006) (Fig. 3). En la zona I del diagrama polínico de Marilópez se observa el desarrollo local de comunidades higrófilas y halófitas (Chenopodiaceae). Algunas de estas familias pertenecen a taxas herbáceos ruderales (Carrión 1999) que formarían parte del pastizal anual de paciles. También se observan Zygnemataceae (tipo 315, 317, 342), Botryococcus, Gloeotrichia y otros microfósiles no polínicos indicadores de ambiente dulceacuícola. Dadas las características fisiológicas presentes en la paleovegetación registrada, se podría pensar en un ambiente más propio de marisma dulce que halófita, por lo que es de suponer que la transformación de la marisma mareal en este sector se inició antes de los 3000 años BP. En LasNuevas dicha Zona I, anterior a los 1252 cal yr. BP, no presenta táxones hidrófilos indicadores de marisma dulce, aunque la presencia de algunas zigosporas y aplanosporas de Zygnemataceae indican que la marisma había empezado a consolidarse como dulce en algunos sectores más altos (paciles y vetas), donde son inaccesibles a las corrientes mareales y fluviales. La zona II de ambas secuencias polínicas implica una disminución de la cobertera vegetal como consecuencia de una inestabilidad del medio, provocado por un mayor dominio marino reflejado en los depósitos energéticos de malacofauna. A partir de los 3000 años cal. BP (zona III de Marilópez) la vegetación halófita se instala en la marisma norte, con una diversificación de las comunidades higrófilas debido al incremento de las condiciones pluvio/fluviales.


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Fig. 2. Diagrama sintético compuesto por el diagrama polínico y litoestratigráfico de los testigos de Las Nuevas y Marilópez.

Conforme nos acercamos a la actualidad, se observa una disminución de Cyperaceae y Alismataceae, así como un incremento de grupos indicadores de pastizal y zonas secas (Chenopodiaceae). En Las Nuevas dichas condiciones se alcanzan con posterioridad a los 1252 años cal. BP.

5. CONCLUSIONES

Los episodios de evolución desde marisma mareal hacia marisma pluvio/fluvial no han sido sincrónicos a lo largo de la zona de estudio. Estos se han sucedido en el marco general de una pauta norte-sur, controlada por el paulatino avance de los levees fluviales.

Los eventos de prevalencia de las condiciones marinas en el estuario quedan reflejados por hiatos palinológicos. En la marisma, estos episodios habrían alterado repentinamente la dinámica ecológica (marisma pluvio/fluvial), modificando las condiciones ecofisiológicas necesarias para el mantenimiento de las comunidades vegetales precedentes. El aislamiento de porciones de marisma debido al desarrollo de levees fluviales dio lugar a la disminución progresiva de la influencia marina en la zona, favoreciendo el aporte de aguas exclusivamente pluvio-fluviales y haciendo posible la instalación de especies higrófilas e hidrófilas.

322

Fig. 3. Esquema evolutivo de la zona de estudio.

BIBLIOGRAFÍA

Carrión, J.S., Munuera, M., Navarro, C., Burjachs, F. Dupré, M. & Walker, M.J. (1999). The palaeoecological potential of pollen records in caves: the case of Mediterranean Spain. Quaternary Science Reviews, 18: 1061-1073.

Dabrio, C.J., Zazo,C., Lario, J., Goy, J.L., Sierro, F.J., Borja, F., González, J.A., Flores, J.A. (1999). Sequence stratigraphy of Holocene incised valley fills and coastal evolution in the Gulf of Cádiz (Southern Spain). Geology Mijnb,77: 23-281.

Menanteau, L. (1979). Les Marismas du Guadalquivir. Exemple de transformation d'un paysage alluvial au cours du Quaternaire récent. These 3e cycle, 154 p. Univ. Paris-Sorbonne.

Monges Soares, A M. (1993). Isotope techniques in the Study of Past and Current Environmental Changes in the Hydrosphere and Atmosphere. (Proceedings) Vienna, IAEA-SM-329/49. pp. 471-485.

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Yáñez, C. (2005). Evolución ambiental de las Marismas del Guadalquivir durante el Holoceno reciente: estudios Paleopalinológicos. Tesis Doctoral, Universidad de Sevilla. 150 pp.


323

Características de los depósitos sedimentarios de la Bahía de Algeciras (Cádiz). Resultados preliminares.

Pereda, L. (1), González, C.J. (2), Carbonell, N. (1), Anfuso, G. (1), Álvarez, O. (2), y Cultrone, G. (3)


E-mail: [email protected]; (2) Dpto de Física Aplicada, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz,

Polígono Río San Pedro s/n, 11510 Puerto Real (Cádiz), España. (3) Dpto. Mineralogía y Petrografía, Universidad de Granada, Avda. Fuentenueva s/n, 18002

Granada, España.

Abstract Superficial sediments have been gathered in November 2007 in Algeciras Bay. Sandy sediments were sieved in laboratory and silt and clay deposits were characterized by laser analysis. Granulometric parameters as the median, mean, sorting, skewness and kurtosis, as well as percentage of coarse and fine fractions and the 16 and 84 percentiles were also obtained. X-ray analyses were performed to characterize the mineralogy of the investigated deposits. The aerial distribution of the granulometric parameters was related to the bottom stress associated with wind generated currents. Collected samples are generally composed by medium sand, with coarse sand and gravel in the northern and eastern parts. These areas are characterized by strong currents associated to East and West winds. Last, areas susceptible of contamination, because associated with fine-grained sediments, are located in the northeast sector of the Bay, close to the Palmones river mouth.

Key words: sediment, grain size, current, Algeciras Bay. Palabras clave: sedimento, tamaño de grano, corriente, Bahía de Algeciras.

1. INTRODUCCIÓN

La distribución de los depósitos sedimentarios en la zona litoral y en la plataforma está esencialmente controlada por la acción de oleaje y corrientes y por los aportes sedimentarios continentales (Sutherland y Lee, 1994). Conocer las características de los sedimentos es importante para comprender las interacciones entre el ambiente marino y los depósitos sedimentarios. El tamaño de grano es la característica fundamental de los depósitos sedimentarios, ya que esta afecta su transporte, deposición y distribución. Además, el análisis de las características texturales es una herramienta muy importante que provee información

sobre su origen, condiciones de transporte y deposición (Folk y Ward, 1957, Sly et al., 1983). Algunos autores han utilizado las características del tamaño de grano de los sedimentos en el análisis de la evolución de las playas o en la relación entre tamaño de grano y concentración de metales pesados u otros contaminantes (Lacan et al., 2003). Este trabajo está enfocado a la determinación de las características granulométricas y mineralógicas y la distribución espacial de los sedimentos superficiales de la Bahía de Algeciras, a las relaciones con las corrientes predominantes, así como a la identificación de áreas susceptibles a contaminantes asociadas a tamaño de grano fino.

324

2. ZONA DE ESTUDIO

La Bahía de Algeciras se localiza en la parte meridional de la península ibérica y tiene unos 7 km de ancho y unos 10 km de largo. Está abierta hacia el Estrecho de Gibraltar, siendo limitada al oeste por Punta Carnero y al este por el peñón de Gibraltar. En cuanto a las características batimétricas, las isobatas son grosso modo paralelas a la línea de costa y se profundizan rápidamente hacía la parte central de la bahía, donde se observa un cañón alargado norte-sur que va de los 100 m de profundidad hasta los 300 m (Fig. 1a). En cuanto a los aportes de sedimentos y contaminantes están relacionados con los ríos Palmones y Guadarranque, con un canal que recolecta las aguas de escorrentías superficiales de Algeciras, al puerto de Algeciras, a las plantas de refinería y a una acería, y a cuatro centrales térmicas. La zona de estudio presenta un rango micromareal y, debido a su orientación (Fig. 1), está expuesta a los vientos y al oleaje del este y sobre todo del sureste y del sur.

3. METODOLOGÍA

Se recogieron, en noviembre de 2007, mediante draga, 39 muestras a lo largo de 10 perfiles perpendiculares a la línea de costa, a unas profundidades de 10, 20, 50 y 100 m. En laboratorio las muestras fueron secadas y tamizadas en seco a intervalos de 1 phi. Se analizó la granulometría de la fracción fina utilizando un sistema láser Galai CIS-1. La difracción de rayos X permitió conocer la composición mineralógica de los sedimentos; para ello se utilizó un difractómetro Philips PW 1710 equipado con rendija automática. La interpretación de los datos se llevó a cabo mediante programas informáticos (Martín Ramos, 1990).

Los datos obtenidos permitieron calcular los diferentes parámetros estadísticos de tamaño de grano, es decir mediana, clasificación, asimetría y curtosis. En diferentes mapas se representaron la distribución de la media, de los percentiles 16 y 84, que corresponden respectivamente a la cola de gruesos y de finos, y el porcentaje de la fracción inferior a 63 micras.


En cuanto a la mediana, en general la Bahía presenta sedimentos constituidos por arenas medias, con tamaños entre 0,2 a 0,4 mm. Al este aparecen sedimentos más gruesos, pertenecientes a las arenas gruesas. Finalmente, al noroeste y al norte, se encuentran zonas de acumulo de grava, con tamaño en torno a 4,0 mm, a una profundidad de 50-100 m (Fig. 1b). En cuanto a la distribución de la cola de gruesos (percentil 16, Fig. 1 c), el diámetro más frecuente corresponde a arenas gruesas y gravas finas. La distribución de los sedimentos de mayor diámetro (gravas gruesas, hasta 4,4 mm) refleja una relación de diámetros y zonas semejante a la distribución de los valores elevados de la mediana, con dos puntos al oeste y una zona en el norte. En cuanto a la distribución de la cola de finos (percentil 84, Fig. 1d), la fracción correspondiente a arenas muy finas caracteriza la parte central y norte de la Bahía, y arenas finas la parte central y meridional. Arenas medias constituyen la fracción más abundante en la parte occidental. En lo referente a la fracción menor de 63 micrómetros (Fig. 1e), en general las muestras presentas porcentajes inferiores al 1%; los valores máximos, en torno al 5%, están localizados fundamentalmente a la desembocadura de los ríos y en el margen oeste, coincidiendo con los lugares donde se dan los sedimentos más finos.


325

m

N

0 50 100 150 200 250 300 350 400 450 500

N

0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.5 5

m

N

0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 4.5 5

m

N

0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7

m

%

N

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100

A B

C D

E

w/m

N

W = 7 m/s

0 0.05 0.1 0.15 0.2 0.4 0.6 0.8 1

2 x10 3

G

w/m

N

W = 7 m/s

0 0.05 0.1 0.15 0.2 0.4 0.6 0.8 1

2 x10 3

F

Río PalmonesRío Guadarranque

Algeciras

Gibraltar

Figura 1. A: batimetría de la zona de estudio. B, C, D, E: campos de distribución

de los estadísticos D50, D16, D84 y porcentaje inferior a 16 micras,

respectivamente. F, G: energía media disipada por fricción con el fondo en un ciclo mareal, bajo viento de Levante y

Poniente, respectivamente.

326

Desde un punto de vista mineralógico los depósitos están constituidos por sedimentos cuarzos con porcentajes variables de carbonados (a veces localmente elevados) y bajo contenidos en filosilicatos. Tal y como observado por varios autores, el tamaño medio de grano y la clasificación de los sedimentos están hidráulicamente controlados y la mejor clasificación se asocia a rangos de tamaños finos. Además, las muestras cercanas a la desembocadura del río Palmones presentan una importante cola de finos, debido a los aportes fluviales, en cuanto las arenas fluviales están menos clasificadas y usualmente tienen una asimetría positiva. Debido a sus características, la Bahía representa un medio muy complejo, donde la distribución de los sedimentos se ve afectada por la acción de los agentes energéticos condicionada por la morfología de la plataforma y por la distribución espacial y temporal de los aportes continentales. De acuerdo con Sutherland y Lee (1994) los parámetros estadísticos reflejan las diferencias entre los mecanismos hidrodinámicos de transporte y sedimentación. En detalle (Fig. 1), se representan los campos de disipación energética de la corriente por fricción con el fondo, promediada durante un ciclo mareal completo de 12.42 horas y bajo regímenes eólicos típicos de Levante y Poniente (Fig. 1 f y g), obtenidos por simulación numérica mediante el modelo hidrodinámico de muy alta resolución, en diferencias finitas, UCA2D (Álvarez et al., 1999). Los resultados muestran una patente correlación positiva entre el tamaño de grano y la disipación energética por fricción, de forma que en zonas donde ésta es mayor, y por tanto lo es también la capacidad erosiva de las corrientes, el sedimento presenta una mayor granulometría, y viceversa.

5. CONCLUSIONES

La distribución de los depósitos sedimentarios más gruesos está relacionada positivamente con la disipación energética por fricción de las corrientes asociadas a vientos de Poniente y Levante. Los sedimentos finos se localizan esencialmente en la zona norte de la Bahía, en las proximidades de la desembocadura del río Palmones, siendo esta un área potencialmente sujeta a la acumulación de contaminantes.

Agradecimientos Grupos PAI RNM-328 y RNM-179. Al Plan de Calidad Ambiental del Campo de Gibraltar (OT008/03) y al proyecto CTM2007-60408 (parcialmente finan-ciado FEDER).

REFERENCIAS Álvarez, O., Izquierdo, A., Tejedor, B., Mañanes, R., Tejedor, L., and Kagan, B.A., 1999. The influence of sediment load on tidal dynamics, a case study: Cádiz Bay. Estuarine, Coastal and Shelf Sciences, 48, pp. 439-450. Folk, R.L. y Ward, W.C. (1957). Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, 27:3-26. Lacan, V.C., Cabana, K. y La Valle P.D. (2003). Relationship between grain size and heavy metals in sediments from beaches along the coast of Guyana. Journal Coastal Research, 19:600-608. Martín Ramos, J.D. (1990). Programa de control y análisis del difractómetro de rayos X. Dep. Leg.11719. Sly, P., Thomas, R. y Pelletier, B. (1983). Interpretation of moment measures derived from water-lain sediments. Sedimentology, 30:219-233. Sutherland, R.A. y Lee, C.T. (1994). Discrimination between coastal sub-environments using textural characteristics. Sedimentology, 41:113-145.


327

Cuantificación de la microerosión antrópica como factor significativo en playas arenosas y acantilados

asociados (el caso de Menorca, I. Balears)

F. X. Roig-Munar (1,2), G. X.Pons (2), A. Rodríguez-Perea (2) y J. A. Martín-Prieto (2)

(1) Consell Insular de Menorca, Pl. Biosfera 5, Maó, Menorca (I. Balears) E-mail: [email protected]

(2) Dep. Ciències de la Terra. Univ. de las I. Baleares. Ctra. de Valldemossa Km 7,5 Palma de Mallorca.

Abstract The massive use of the coastal spaces has given as a result some erosive processes in a microscale that are induced by anthropic activities. The first datum of micro-erosion induced by the users in beaches of Minorca is presented; for this purpose, microerosion has been analyzed by the sedimentary transfer from adhered sand grains in bodies and towels, and by the erosion for the practice of clay baths at the foot of cliffs associated with some of the Minorca beaches. This erosion is unintentional since the majority of the users are unaware of their effects.

Palabras clave: Microerosion, usuarios, playas, acantilados, Menorca. Key words: Microerosion, coastal users, beaches, cliffs, Minorca.

1. INTRODUCCIÓN Durante las últimas décadas los ecosistemas litorales han sufrido fuertes procesos erosivos de diferente índole y magnitud, que en muchas ocasiones han conducido a su destrucción. Las costas arenosas sufren un proceso regresivo acelerado por causas antrópicas que pueden afectar o amenazar actividades e infraestructuras, constituyendo un potencial riesgo natural (Short, 1999). Los acantilados están sometidos a procesos erosivos de origen marino y subaéreo (Sunamura, 1992) y el impacto que se da en ellos es más puntual en el tiempo y con pocas incidencias antrópicas. Algunas de las erosiones que se dan en el litoral arenoso son fruto del desconocimiento de los procesos causa-efecto por parte de sus gestores y usuarios (Roig-Munar, 2001). El uso masivo del litoral conlleva implícito un impacto erosivo, ya sea sobre la propia morfología playa-duna y espacios asociados o bien sobre las comunidades vegetales. Estos procesos pueden manifestarse a diferentes escalas y

magnitudes, y su grado de percepción por parte de gestores y usuarios puede pasar desapercibido, tal es el caso de la erosión de playas por el traslado de sedimento adherido en cuerpos y objetos, o bien el retroceso de los acantilados asociados a playas por el uso de arcillas para el baño. Las particularidades sedimentológicas de las islas Baleares hacen que estas pérdidas sedimentarias puedan ser mucho más nocivas que en otros ambientes costeros, debido al tipo de producción de sedimento y a la ausencia de litoclastos ya que la composición de las arenas es eminentemente bioclástica (Jaume y Fornós, 1992). En este trabajo se destacan los procesos erosivos a microescala y de tipo antrópico que pueden ser considerados como inducidos e involuntarios, como es el caso de la perdida sedimentaria de arena adherida en cuerpos y toallas (Roig-Munar et al, 2004), y el uso de baños de arcillas extraídas de acantilados asociados a playas, constituyendo estos fenómenos, aparentemente inocuos, un balance

328

sedimentario negativo del sistema playa-duna, así como una desestabilización de las bases de los acantilados asociados a las playas arenosas que en período invernal son afectados de forma directa por los temporales. Estas pérdidas sedimentarias no solo implican una erosión antrópica del sistema, sino que conllevan problemas en determinadas infraestructuras públicas (viales, red de alcantarillado y depuradoras), y en lo que respecta al descalzamiento de las bases de acantilados, realizada entre la cota 0 y hasta 2,30 m (altura de extracción manual del sedimento) supone un descalce y desestabilización de la pared del acantilado con la debilitación de su base, favoreciendo procesos de caídas gravitacionales, y una aceleración del retroceso de la costa rocosa por incidencia directa de temporales, así como el peligro por desprendimientos que tales caídas representan sobre las superficies de playa.

2. OBJETIVOS

El presente trabajo es una ampliación a los resultados expuestos por Roig et al.(2004) que analizaban la pérdida sedimentaria por arenas adheridas en los cuerpos de 12 playas de la isla de Menorca. Se presentan aquí, los resultados de una ampliación del análisis de las 12 playas anteriores, mediante el conteo de la pérdida de sedimento adherido en toallas, junto a la valoración de las tasas de erosión de acantilados de tres playas por la extracción y el uso de arcillas para el baño. Para el análisis de este último proceso erosivo hemos realizado una encuesta de percepción para establecer la motivación de esta práctica y el grado de conocimiento erosivo por parte de los usuarios.

3. METODOLOGÍA

Se realizaron tres campañas de muestreo, todas ellas en período de máxima frecuentación de playas, agosto. En 2003 se muestrearon 600 usuarios en 12 playas para establecer las perdidas sedimentarias adheridas en los cuerpos. En 2005 se muestrearon 300 usuarios más en las mismas playas para establecer las perdidas en toallas, y en 2007 se muestrearon 42 usuarios para establecer la pérdida de arcillas en tres acantilados asociados a playas arenosas. Para medir las salidas de sedimento se han escogido las salidas más idóneas en cada una de las playas donde realizar un “lavado” de los usuarios. Se han escogido zonas de cambio del sustrato arenoso a otro tipo de pavimento (escaleras, aceras, pasarelas,…). Para las tasas de erosión de los baños de arcillas se han realizado lavados del 27% de la superficie corporal (un brazo -9%- y una pierna -18%-) de cada usuario, calculando el total en base a los datos biométricos de cada usuario. Los resultados obtenidos se han extrapolado a todos los usuarios mediante los datos de frecuentación de playas del Consell Insular de Menorca (2001-2002).

4. RESULTADOS

Los resultados obtenidos en sedimento arcilloso adherido al cuerpo, representan valores diarios de pérdida por usuario que oscilan entre los 8,58 g/usuario en la playa de Son Saura hasta los 53,16 g/usuario a la platja de Cavalleria, representando una media en el conjunto de las playas de 21,65 g/usuario. Por lo que respecta a los resultados obtenidos en la campaña de medida de sedimento adherido a toallas obtenemos valores que oscilan entre los 8,26 g/usuario en la playa de Son Saura hasta los 21,13 g/usuario en la de Cavalleria, representando una media en


329

el conjunto de las playas de 11,99 g/usuario. En la figura 1 podemos observar los promedios en gramos por usuario que se obtienen en cada playa. Observamos que los valores obtenidos en el muestreo de toallas es ligeramente inferior al de los cuerpos, contrariamente a lo supuesto por Roig etal. (2004), que esperaban valores superiores entre 2 y 4 veces superior al de los cuerpos.

0,00

10,00

20,00

30,00

40,00

50,00

Mit

jan

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Bin

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Ca

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ia

Cuerpos

Tolallas

Fig. 1. Pérdida de sedimento por causas antrópicas en playas de Menorca

Para establecer valores representativos de este tipo de erosión hemos extrapolado los valores medios por usuario al total de usuarios que visitan las 12 playas analizadas, (Roig, 2002). Al analizar los valores totales de pérdida sedimentaria por playa apreciamos que en playas con altos índices de uso, como es Son Bou, se trasladan volúmenes superiores a 26,4 toneladas por temporada. Tomando como valor significativo los máximos aforos de playas obtenemos una pérdida anual de 82,22 toneladas en el total de las 12 playas analizadas, mientras que si tomamos los valores medios de frecuentación resultan 55,05 toneladas. Los resultados obtenidos en el uso de baños de arcilla, en gramos por usuario, son un orden de magnitud mayor. El promedio ha sido de 123,35 g/usuario y baño, y los valores se distribuyen de la siguiente manera:

139,42 g/persona en Cala Pilar 68,14 g/persona en Cavalleria 162,51 g/persona en Binigaus

La cantidad total de sedimento utilizado en playas como Binigaus, con una estima de un centenar de usuarios que practican diariamente esta “moda” puede suponer una erosión de 1,62 toneladas por temporada (Figura 2). Las medias obtenidas por usuario son pues, muy superiores a las medias de sedimento adherido A pesar que se trata de procesos erosivos involuntarios, los dos primeros –adheridos al cuerpo o a las toallas de baño- no ejercen erosión directa sobre el medio, ya que se trata únicamente del traslado de sedimento fuera del sistema, mientras que el tercero de ellos –baños de fango- supone en una primera fase la destrucción del propio acantilado mediante el rascado y extracción de arcillas, que generalmente se producen a alturas entre la cota 0 y 2,30 m. Suponen el descalce y debilitación de la pared del acantilado que favorece el desplome de bloques sobre la superficie de playa, concretamente sobre zonas de sombra de las playas, lo que supone un evidente riesgo potencial para los usuarios que buscan afanosamente esta zona de sombra. Mediante una encuesta realizada a usuarios se demuestra que tan solo el 7% perciben la acción realizada como factor erosivo.

Fig. 2. Extracción de arcillas para su uso en la playa de Cavalleria

330

5. CONCLUSIONES

La microerosión de origen antrópico en las playas y acantilados de Menorca ha sido medida tanto en sedimento adherido a los cuerpos y toallas, como en los baños de fango en el pie de acantilados litorales. El sedimento adherido al cuerpo representa en promedio 21,65 g/usuario, mientras que el adherido a las toallas de baño alcanza los 11,99 g/usuario. Cuando, utilizando los valores de frecuentación existentes, extrapolamos dichos valores al total de sedimento retirado en un año en las 12 playas analizadas alcanza en promedio 55,05 toneladas. En el caso de los baños de fango los valores por usuario son mucho mayores, en promedio ha sido de 123,35 gramos por baño. No obstante, hay que señalar que, aunque el número de usuarios es muy reducido, los efectos sobre la estabilidad de los acantilados en los que se extraen los fangos son preocupantes. Aportar argumentaciones de tipo geomorfológico en muchas ocasiones no conlleva a la aplicación de medidas de gestión directas. El uso de estos valores y sus correspondientes volúmenes anuales, como indicadores tanto del peligro público por desplome, como de la inversión económica en el mantenimiento de infraestructuras públicas es una medida adicional para favorecer su conocimiento. Con ello se ayuda a que las administraciones actúen para minimizar y/o erradicar procesos que, aparentemente inocuos, cuestionan la estabilidad morfológica del litoral arenoso y de los acantilados.

Agradecimientos A todos aquellos usuarios que de forma voluntaria han participado en los muestreos realizados en las playas.

REFERENCIAS Jaume, C. y Fornós, J.J. (1992).

Composició i textura de platja del litoral

mallorquí. Boll. Soc. Hist. Nat. Baleares,35: 93-110.

Roig-Munar F. X. (2001). El conocimiento de la Posidonia oceanica y sus funciones ecológicas como herramienta de gestión litoral. La realización de encuestas a los usuarios de playas y calas de la isla de Menorca. Papeles de Geografia 34: 271-280.

Roig-Munar, F X, Comas i Lamarca, E., Rodríguez-Perea, A., Martín-Prieto, J.A. (2004) Tasas de erosión antrópica producida por los usuarios de las playas de Menorca. Benito, G. & Díez, A. (Ed.): Contribuciones recientes sobre Geomorfología, VIII Reunión Nacional de Geomorfología (Vol. I) 385- 392 Sociedad Española de Geomorfología

Short, A.D. (1999). Handbook of Beach and Shoreface Morphodynamics. J. Wiley & Sons. 392 pp.

Sunamura, T. (1992). Geomorphology of rocky coasts. Ed. by Jonh Wiley &i Sons. Chichester, UK. 302 pp.


331

Determinación del retroceso de los acantilados en las bahías de Alcúdia y Pollença por georreferenciación

lineal

(1) Institut Mediterrani d’Estudis Avançats (IMEDEA, CSIC-UIB), Miquel Marqués 21, 07190 Esporles (Illes Balears). E-mail: [email protected]

(2) Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears, Ctra. Valdemossa km 7.5, 07122 Palma (Illes Balears).

Abstract Measuring sea-cliffs retreat in Alcúdia and Pollença bays by means of lineal georeferencing Cliff retreat of poor-cohesive pleistocene materials has been estimated by means of a comparison between different aerial photography pairs at northern bays of Mallorca island (Alcúdia and Pollença). Photo pairs cover a temporal interval from 1956 to 2002 and erosion rates range from 3 m to 23 m. Differences related to rock properties and to wave exposition are highlighted.

Palabras clave: retroceso de acantilados, geomorfología litoral, Mallorca Key words: cliff retreat, coastal geomorphology, Mallorca

1. INTRODUCCIÓN

Las bahías de Pollença y de Alcúdia, NE de Mallorca, presentan una notable variedad de formas y modelados litorales, de modo que en el fondo de las bahías encontramos sistemas de playa, restinga–albufera y sistemas dunares, mientras que en los flancos de las bahías se desarrollan costas rocosas que adquieren mayor altura en dirección a los cabos que delimitan sus bocanas.

La línea de costa de las dos bahías de Alcúdia y Pollença suma un total de 125 km, de los cuales un 21,6% corresponde a costas de acumulación (playas de arena), un 30% a costas rocosas bajas, recortadas sobre materiales cuater-narios, y un 30% a acantilados desa-rrollados en las calizas y dolomías del Jurásico. El resto del perímetro litoral se corresponde con escolleras, puertos deportivos, etc.

El rasgo característico de los acantilados formados por materiales cuaternarios de las bahías de Alcúdia y Pollença, consiste en la presencia de

materiales de diferente significación estratigráfica y naturaleza geomecánica. Se trata de acantilados formados por la sucesión e interferencia de depósitos eólicos (dunas adosadas a paleo-acantilados cuaternarios, dunas remontantes y rampas ascendentes de origen eólico) con depósitos propios de abanicos aluviales (canales, barras, etc.), coluviales y paleosuelos (Gómez-Pujol, 1999; Fornós et al., 2004).

Esta configuración litoestratigráfica resulta en una erosión diferencial frente a la acción del oleaje. La sobreexca-vación de los depósitos ricos en materiales finos (paleosuelos), o poco consolidados, de la base de los acantilados favorece la formación de pequeñas cavidades y/o voladizos, que dejan parcialmente suspendidos los materiales compactos dispuestos en la parte superior, acelerando así, el retro-ceso del acantilado.

2. METODOLOGÍA

El estudio del retroceso de las costas rocosas en las bahías de Alcúdia y Pollença se ha centrado en tres zonas de

P. Balaguer (1), J. J. Fornós (2) y L. Gómez-Pujol (1,2)

332

estudio (Figura 1): 300 m en es Faralló (Figura 1A) (Bahía de Alcúdia), 11 km en la Colònia de Sant Pere–Betlem (Figura 1B) (Bahía de Alcúdia) y 2,4 km de costa entre sa Penya des Migdia y Bonaire (Figura 1C) (Bahía de Pollença).

Para determinar con precisión los cambios acontecidos en la línea de costa, la zona de la Colònia de Sant Pere – Betlem se ha dividido en 10 subzonas. Éstas son (de Norte a Sur): zona de es Caló - Na Jordia, es Vells Marins Alts, es Barrancar, es Canons, Cala de s’Aigua Dolça, Cala des Camps Vells, Caló des Corb Marí, Punta des Taverner, s’Estret y la Punta des Retaulo (Figura 1B). A su vez, la zona de sa Penya des Migdia - Bonaire se ha dividido en 2 subzonas para un mejor análisis del retroceso, estas son (de NE a SW): es Dolç y el tramo entre la playa frente a s’Illot hasta la zona de sa Ferradura (Figura 1C).

Con el objeto de cuantificar el retroceso de los acantilados en cada una de las zonas piloto del estudio, se han georreferenciado fotogramas de dife-rentes vuelos (1956, 1983 y 2002) variando la resolución espacial en función de la escala. Las escalas de los vuelos son de 1/30.000 para el de 1956 y de 1/12.000 para el de 1983 y 1/5.000 para el de 2002. Se ha procedido a la digitalización del límite superior del acantilado mediante fotointerpretación, así como, en algunos casos, también se ha identificado el límite exterior de las plataformas litorales. Para la realización de todos los cálculos de retroceso de la línea de costa se ha utilizado el programa ArcGis© 9.1. Los fotogramas del 2002 que pertenecen a la ortofotografía en

formato digital del Govern de les Illes Balears, constituyen el documento de referencia en el proceso de geore-ferenciación de los fotogramas corres-pondientes a los años 1956 y 1983. De este modo se ha considerado que la fotografía del año 2002 tiene un error casi nulo.

El proceso de georreferenciación se ha basado en la utilización de fotografías aéreas que comprenden tramos de costa reducidos, con la intención de que la línea de costa no sufra deformaciones y reducir las fuentes de error en la obtención de los valores absolutos de retroceso. En este sentido, en la zona de Colònia de Sant Pere-Betlem se han utilizado 4 imágenes del vuelo de 1956 con unos errores medios cuadráticos (RMSE) que oscilan entre ±1,8 m y ±1,1 m fruto de la escasa resolución espacial del vuelo. Para los fotogramas de 1983, se han utilizado 6 imágenes oscilando el RMSE entre ±1,4 m y ±0,56 m. En la zona de Penya des Migdia-Bonaire se han utilizado 2 imágenes parciales para los vuelos de 1956 y 1983. Se han estimado RMSE de ±1,2 m y ±1,3 m para las imágenes de 1956 y de ±1,1 m y ±0,8 m para las de 1983. En la zona de es Faralló de Alcanada se ha utilizado una imagen para cada año, de modo que el RMSE del fotograma de 1956 es de ±2,1 m y el RMSE de 1983 de ± 0,5 m.

3. RESULTADOS

De la comparación diacrónica de las líneas de costa obtenidas mediante la georreferenciación de cada uno de los vuelos, se han estimado valores de retroceso de los acantilados que oscilan entre valores medios míni-mos de 3 m y máximos de 23 m (1956 - 2003).


333

Fig. 1. Localización de las zonas de estudio en el interior de las bahías de Alcúdia y Pollença, vertiente marítima del NE de Mallorca

En este sentido, en la zona de Colònia de Sant Pere - Betlem, durante el periodo comprendido entre 1956 y 2002, pueden destacarse retrocesos de 11 m ±1,4 m en las inmediaciones de es Caló, 4,5 ±1,1m en la zona de la Cala de s’Aigua Dolça y de 6,3 ±0,8 m en el tramo de costa de la zona de s’Estret (Fig. 2b). Entre 1983-2002 destaca el retroceso de 8 m ±1,4 m en sa Punta des Barrancar y el de 3,5 ±1,1 m en la Cala de s’Aigua Dolça, o el de 3,1 ±0,8 m cerca de la zona de s’Estret.

En la zona de sa Penya d’es Migdia- Bonaire (Figura 2c) las estimaciones de retroceso más notables se registran en la zona de la Caleta des Capellans (9,5

±1,2 m), Sa Punta Llarga (4,3 ±1,2 m) y el segmento de costa localizado en frente de s’Illot (7,6 ±1,2 m) para el período 1956-2002. Mientras que para el periodo 1983-2002 los valores de retroceso obtenidos han sido ligera-mente menores, de 5 ±0,8 m, 3,7 ±0,8 m y 6,2 ±0,8 m respectivamente.

El retroceso de más calado, por lo espectacular de su fisiografía, así como por el papel de los procesos de erosión, es el de es Faralló. En poco más de 46 años el pequeño saliente (Figura 1 y Figura 2a), en el que durante la posguerra se construyó un bunker, ha pasado de una costa de escarpe bajo (±3 m de altura) a ser una plataforma litoral

334

Fig. 2. Ejemplos de variación en la posición de la línea de costa en las zonas de estudio. A) Detalle del retroceso acontecido en la zona de es Faralló. B) Zona de Colònia de Sant Pere – Betlem, detalle del retroceso en la zona de es

Canons. C) Zona de Penya d’es Migdia – Bonaire, detalle del retroceso de la línea de costa frente al islote s’Illot.

parcialmente sumergida. En función de la disposición y orientación del avanti-lado, los retrocesos obtenidos para esta zona de estudio han sido de 23,9 ±2,1 m para el periodo 1956-2002 y de 13,8 ±0,5 m para el intervalo 1983-2002.

4. CONCLUSIONES

Balaguer (2005) delimitó, tras la exploración de las costas rocosas de Mallorca, aquellos sectores en los que era posible caracterizar el retroceso de la costa rocosa mediante la comparación diacrónica de fotogramas. A diferencia de otras localidades, con roquedos más resistentes, y a la espera de los resultados de las investigaciones en curso para establecer velocidades medias de erosión representativas para el conjunto del escarpe y las relaciones causa-efecto en el retroceso de los acantilados, la técnica descrita en este trabajo –una vez estimado el RMSE asociado a la georreferenciación– resulta eficaz para estimar la magnitud del retroceso de los acantilados labrados en materiales del Cuaternario.

Agradecimientos

El presente trabajo es una contribución a los proyectos de investigación I+D+i GIZC, iniciativa conjunta entre la Direcció General de Recerca, De-senvolupament Tecnològic i Innovacióde la Conselleria d’Economia, Hisenda i Innovació (Govern de les Illes Balears) y el IMEDEA (CSIC- UIB), y el proyecto número CGL2006-11242-C03-01 financiado por el Ministerio de Educación y Ciencia - FEDER.

REFERENCIAS

Balaguer, P. (2005). Tipus i evolució de les costes rocoses de Mallorca. Tesis doctoral inédita, Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears, 373 pp.

Fornós, J.J., Gómez-Pujol, L. y Clemmensen, L.B. (2004). Facies architechture of interbedded aeolianites and alluvial fans deposits: the Late Pleistocene of Pollença Bay (Mallorca Is., Western Meditterranean). Interna-tional Association of Sedimentologists 23rd Meeting, Coimbra. Portugal.

Gómez-Pujol, L. (1999). Sedimentologia i evolució geomorfològica quaternària del ventall al·luvial des Caló (Betlem, Artà, Mallorca). Bolletí de la Societat d’Història Natutal de les Balears, 42: 107-124.


335

Interacción entre procesos marinos y terrestres en el retroceso erosivo de costas rocosas: El acantilado de

Fuente del Gallo (Conil de la Frontera, Cádiz).

L. del Río (1) y F.J. Gracia (1)

(1) Depto. Ciencias de la Tierra, Fac. Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz. Av. República Saharaui s/n, 11510 Puerto Real (Cádiz). E-mail: [email protected]

Abstract Interaction between marine and subaerial processes in the retreat of cliffed coasts: Fuente del Gallo cliff (Conil de la Frontera, Cádiz). The evolution of coastal cliffs usually results from a combination of several types of marine and subaerial processes. These processes have been studied at Fuente del Gallo sandstone cliff (Conil de la Frontera, SW Spain) by means of detailed visual inspection and aerial photogrammetry. Results show the great importance of water erosion mechanisms in the upper soil and sandstone layers, where numerous evidences of soil piping processes have been found. Wave attack at the cliff base is especially relevant at the central part of the cliff, where caves are formed by undermining and differential erosion. Mass movements include rock falls and topples favoured by cracks and joints, and numerous rotational slides favoured by contrasting cliff lithologies and watering of gardens. All these interactions between wave attack, weathering processes and mass movements are responsible for severe erosion-related risks in the area, which have led to important interventions being performed by the National Coastal Administration.

Palabras clave: acantilados, erosión hídrica, retroceso, deslizamientos Key words: cliffs, water erosion, retreat, slides

1. INTRODUCCIÓN

La evolución de las costas acantiladas viene determinada generalmente por la interacción entre diversos tipos de procesos, tanto de origen marino como continental. En el presente trabajo se exponen las principales características de los procesos erosivos que afectan al acantilado de Fuente del Gallo (Conil de la Frontera, Cádiz), donde la interacción entre los agentes marinos y terrestres genera un elevado riesgo de erosión.

El acantilado de Fuente del Gallo se extiende en dirección NO-SE a lo largo de 900 m del litoral de Conil de la Frontera (Cádiz) (Fig. 1), en una costa mesomareal de baja energía (Benavente et al., 2000). Está formado por materiales del Mioceno superior, con

una unidad inferior de margas arenosas y otra superior de areniscas calcáreas, que muestran un buzamiento de 29º hacia el SE. Presenta una altura de entre 15-25 m y un perfil prácticamente vertical en la mayor parte de su trazado, salvo en el extremo Sur. Al pie del acantilado se sitúa una playa arenosa de escasas dimensiones, que queda cubierta por el agua durante la pleamar.

El riesgo que suponen los procesos erosivos en el acantilado, con caídas ocasionales de bloques a la playa, ha llevado a la realización de diversas actuaciones en esta zona de elevado interés turístico por parte de la Dirección General de Costas. Las intervenciones han consistido en la reducción de la pendiente en la coronación del acantilado, el desmonte

336

Fig. 1. Localización y esquema geomorfológico del área de estudio (ver texto para referencias a las fotografías).

de bloques en peligro inminente de caída, la construcción de una escollera al pie del escarpe, el revestimiento de parte de la pared del acantilado con un sistema de mallas protectoras, la instalación de tubos drenantes y, en dos ocasiones, la regeneración de la playa.

2. METODOLOGÍA

El estudio de las características litológicas y estructurales del acantilado y de los procesos actuantes sobre el mismo se llevó a cabo a partir de diversas inspecciones visuales de detalle. El retroceso reciente del borde superior del acantilado se determinó mediante el análisis de fotografías aéreas de distintas fechas, que fueron escaneadas y georreferenciadas mediante los SIG ArcView 3.2 y ArcGIS 9.2 (©ESRI). En concreto, se analizaron fotogramas de los años 1977, 2002 y 2005, a escalas entre 1:18.000 y 1:20.000, cuyo nivel de detalle permitió la digitalización precisa y fiable del

borde del acantilado y la evaluación de las tasas de retroceso del mismo (Thieler et al., 2003).


El análisis del acantilado de Fuente del Gallo ha permitido determinar las características fundamentales de los procesos de erosión actuantes sobre él. En general, los principales mecanismos de inestabilización se relacionan con: a) la acción del oleaje sobre la base del escarpe, b) la erosión hídrica y los procesos de meteorización en su parte superior, y c) la consiguiente aparición de movimientos de masas, favorecidos en algunos puntos por los contrastes litológicos existentes en el acantilado.

La acción del oleaje afecta de manera directa a la mayor parte del acantilado durante la pleamar, causando erosión por socavamiento y retirada de material de la base del mismo. De hecho, en algunos puntos la meteorización y


337

erosión diferencial de las areniscas y margas por parte del oleaje ha dado lugar a la formación de oquedades y cuevas al pie del acantilado. La eficacia erosiva del oleaje se ve incrementada por la ausencia de bloques caídos al pie del escarpe, debido a que la baja cementación de las areniscas facilita su rápido desmantelamiento por parte del oleaje. Esta situación contrasta con los acantilados conglomeráticos situados en las cercanías de Cabo Roche, donde abundan las acumulaciones basales de bloques (Fig. 1). Por otro lado, cabe señalar que la presencia de fracturas en el acantilado de Fuente del Gallo incrementa el efecto del impacto del oleaje, debido a la rápida compresión del aire dentro de la fractura, lo que causa su progresivo agrandamiento (Trenhaile, 1987; Benumof et al., 2000).

Los procesos de erosión hídrica también revisten gran importancia en esta zona. Los niveles superiores del acantilado están compuestos por estratos de areniscas arcillosas masivas agrietadas, sobre las cuales se desarrolla un suelo limoarenoso. Estos tramos superiores muestran numerosas evidencias de procesos de tubificación o piping,responsables de la generación de conductos erosivos internos por los que se infiltra el agua de lluvia (Figura 1, foto D). Entre ellas cabe citar tres tipos: colapsos superficiales que afectan al suelo y penetran hasta las areniscas, asentamientos semicirculares del suelo limitados por conductos verticales, y conductos verticales y horizontales de salida de flujos en la parte superior de la pared del escarpe. Estas estructuras desestabilizan la coronación del acantilado, donde aparecen cicatrices semicirculares de derrumbes relacionados con los asentamientos causados por los procesos de piping.

Los movimientos de masas existentes en Fuente del Gallo se desencadenan

generalmente por la acción combinada de los procesos anteriormente mencionados. Así, en algunos puntos se producen caídas de bloques favorecidas por el ataque basal del oleaje, que causa la desestabilización gravitacional de las zonas superiores. En otros puntos las caídas se deben a la erosión diferencial, como sucede en las areniscas nodulosas cementadas por carbonatos presentes en la zona Norte del acantilado (Fig. 1, foto A). En el área central, donde el acantilado presenta gran altura y perfil vertical, los estratos de areniscas masivas compactas aparecen muy fracturados; las fracturas son verticales, paralelas o subparalelas a la pared del escarpe, individualizando en varios puntos bloques y cuñas de considerables dimensiones, lo que genera un riesgo importante de vuelco (Fig. 1, foto B).

No obstante, en general el principal tipo de movimiento de masas que aparece en Fuente del Gallo es el deslizamiento rotacional, a menudo favorecido por las características litológicas del sustrato rocoso. Así, se aprecian varios deslizamientos a lo largo del contacto entre los estratos superiores de areniscas porosas y el estrato inferior de margas, como consecuencia de su diferente permeabilidad y comportamiento mecánico, que dan lugar a filtraciones diferenciales y salidas de flujos en la pared del acantilado. El efecto es especialmente importante en la mitad Sur de la zona de estudio, donde el riego de los jardines situados sobre la coronación del acantilado aporta gran cantidad de agua a las areniscas, fenómeno que contribuye a la desestabilización de este tipo de acantilados (Moore et al., 1999). Aquí el flujo vertical de agua subterránea se interrumpe en el contacto entre las areniscas y las margas impermeables, por lo que el agua fluye horizontalmente hasta salir al exterior a lo largo de la pared del acantilado (Fig. 1, foto C).

338

Como consecuencia del aumento de carga hidráulica en este contacto, la parte superior de la unidad de margas se fluidifica y actúa como nivel plástico de despegue sobre el que deslizan las areniscas sobresaturadas en agua. Aunque la mayoría de los deslizamientos de este tipo se encuentran aparentemente inactivos, un exceso de aportes hídricos podría reactivarlos.

Todos estos procesos contribuyen en diversa medida a la evolución del acantilado, que presenta un marcado carácter episódico. Las tasas de retroceso del borde del acantilado registradas entre 1977 y 2005 muestran una gran irregularidad. En algunos puntos se alcanza una tasa de erosión de 0,6 m/año, mientras que otras zonas han permanecido relativamente estables a lo largo del período de estudio (Figura 2).

Fig. 2. Evolución del borde del acantilado en la zona centro y Sur de Fuente del Gallo entre 1977 y 2005. Fondo: ortoimagen satélite del año 2005 (Instituto

de Cartografía de Andalucía).

Por último, cabe destacar la notable influencia de las actividades antrópicas en la evolución reciente del acantilado.

Además del ya mencionado efecto del riego de jardines en la zona Sur, la construcción del puerto de Conil en la desembocadura del arroyo Roche en 1984 ha llevado a un importante descenso en el aporte de sedimentos a la playa de Fuente del Gallo, lo que en última instancia contribuye a la erosión del acantilado (Del Río y Gracia, 2007).

Agradecimientos Los autores agradecen a la Demarcación de Costas en Andalucía-Atlántico su colaboración en el desarrollo del trabajo de campo. Este trabajo es una contribución a los proyectos MAREVENT (CTM2007-62613MAR) e IGCP-495 y al grupo RNM-328 del PAI.

REFERENCIAS

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

Benumof, B.T., Storlazzi, C.D., Seymour, R.J. y Griggs, G.B. (2000). The relationship between incident wave energy and seacliff erosion rates: San Diego County, California. Journal of Coastal Research 17(4), 1162-1178.

Del Río, L. y Gracia, F.J. (2007). Análisis de la vulnerabilidad de los acantilados atlánticos de la provincia de Cádiz ante la erosión costera. Cuaternario y Geomorfología 21 (1-2), 87-101

Moore, L.J., Benumof, B.T. y Griggs, G.B. (1999). Coastal erosion hazards in Santa Cruz and San Diego Counties, California. Journal of Coastal ResearchSI 28, 121-139.

Thieler, E.R., Martin, D. y Ergul, A. (2003). The Digital Shoreline Analysis System, version 2.0: Shoreline change measurement software extension for ArcView. USGS Open File Report nº 2003-076.

Trenhaile, A. (1987). The Geomorphology of Rock Coasts. Clarendon Press, Oxford, 384 pp.


339

Geometría y evolución reciente de los cordones litorales holocenos de la flecha de Valdelagrana (Bahía

de Cádiz)

S. Rodríguez-Polo (1), F.J. Gracia (1), J. Benavente (1) y L. Del Río (1)

(1) Dpto. de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales, Universidad de Cádiz, Campus del Río San Pedro, Avda. República Saharaui s/n, 11510 Cádiz. [email protected]

Abstract Geometry and recent evolution of Holocene beach ridges in Valdelagrana spit (Cádiz Bay). The Valdelagrana littoral spit (Cádiz Bay) is a transition sedimentary body between a spit s.s. and a swash-aligned beach. The detailed inspection of aerial photographs taken in different years allowed the identification of a high number of Holocene beach ridges, which were classified into 5 groups by applying different hierarchical levels. These episodes were related to variations in the sediment supply, wave climate and storminess fluctuations, and possibly to slight sea level changes. From the Middle Age, the most recent beach ridges developed by reworking of sediment taken from previous historical ridges.

Palabras clave: cordones litorales, datación radiométrica, cartografía, Holoceno, Bahía de Cádiz Key words: beach ridges, radiometric dating, geomorphological mapping, Holocene, Cádiz Bay

1. INTRODUCCIÓN

La flecha de Valdelagrana (Bahía de Cádiz), con una longitud de 7 km y una anchura media de 1.5 km, constituye una forma de transición entre una flecha litoral y una playa alineada con el oleaje (swash-aligned beach). Se extiende en sentido N-S desde la desembocadura del río Guadalete hasta el caño mareal del río San Pedro.

El máximo eustático Flandriense se alcanzó en la costa del Golfo de Cádiz hace unos 6.500-7.000 años BP (Zazo et al., 1994), momento en que se formaron los primeros sistemas dunares costeros, que en la Bahía de Cádiz se han identificado en Puerto Real y han sido datados en cal. 7.2-6.8 años BP (Gracia et al., 2006). En Valdelagrana la datación más antigua corresponde a un yacimiento de la Edad del Bronce fechado en 3.500 años BP (Gómez-Ponce et al., 1997). Con posterioridad, al máximo eustático, las sucesivas fluctuaciones climáticas, eustáticas y de

aporte sedimentario favorecieron la progradación costera y la generación de cordones litorales, reconocibles en los principales sistemas de flechas. En el caso más completo se podrían diferenciar en el Golfo de Cádiz, según Zazo et al. (1994) y Dabrio et al.(2000), al menos cuatro grandes grupos progradantes con edades (en cal. Ka BP): H1, 6.5-4.7; H2, 4.4-2.7; H3: 2.4-0.7 y H4, 0.5 a la actualidad. En Doñana se identifican dos episodios más recientes, con edades H5, 1.9-1.3 y H6, 1.05 a la actualidad (Zazo et al., 2008), pero su reconocimiento en Valdelagrana parece más problemático, donde además no aparece H1 (Dabrio et al., 1999).

2. METODOLOGÍA

Para el estudio geométrico de los cordones holocenos de la flecha de Valdelagrana se utilizaron diversas fotografías aéreas tomadas en distintos años. En el presente trabajo se mostrarán únicamente los resultados obtenidos para el vuelo más antiguo y el

340

más reciente, 1956 y 2002 respectivamente. Para su análisis se utilizó un estereoscopio de prismas Leica WILD ATP2, que incorpora un sistema de zoom. De este modo se obtuvo una cartografía detallada de los cordones litorales y de los caños mareales presentes en el cuerpo de la flecha. Una vez realizadas las cartografías se procedió a su tratamiento mediante el software ArcGIS 9.2®, que permitió georreferenciar los mapas realizados con un error medio total (RMS) inferior a 1 m, utilizando para ello una ortofotografía digital del año 2002 (Instituto de Cartografía de Andalucía). Finalmente se digitalizaron las unidades morfológicas presentes en la flecha.

Por otro lado, se llevó a cabo un reconocimiento de campo de las formas cartografiadas, así como un muestreo selectivo de los cordones para la datación radiométrica de los restos de bivalvos contenidos en los depósitos. Las muestras se tomaron a más de 1 m de profundidad y las dataciones fueron realizadas por el laboratorio Beta Analytic (Florida, EEUU).


Los resultados obtenidos se muestran en la Fig. 1, que representa la cartografía geomorfológica correspondiente a 1956, a la que se ha superpuesto la línea de costa de 2002, además de dos cordones litorales muy recientes que comenzaron a formarse a finales de la década de 1970. Los resultados de las dataciones se muestran en las Tablas I y II.

Los cordones se han clasificado en grupos separados por importantes surcos. Se han identificado cinco grupos, que se han designado con números romanos del I (más antiguo) a V (más reciente). Cada grupo a su vez

está formado por distintos cordones, designados con numeración arábiga (ej.: IV-1, IV-2, etc.), y estos en algún caso se han subdividido en pequeños episodios de formación de ganchos en el extremo libre (V-3I, V-3II, etc.).

En la Tabla II se muestra una propuesta de correlación entre dichos grupos y los episodios progradantes reconocidos por Zazo et al. (1994) y Dabrio et al. (2000) en Valdelagrana. Así, en la fase progradante H2 (6.5-4.7 ka BP) se pueden distinguir tres cordones I-1, I-2 y I-3. En H3 (4.4-2.7 ka BP) se reconocen dos grupos de cordones; un primer grupo formado por II-1, II-2 y II-3, muy bien representados al Sur de la flecha en torno al Campus Universitario de Puerto Real, y otro grupo formado por III-1, III-2 y III-3, que a su vez están formados por cordones menores que se pueden observar al Norte de las marismas de El Trocadero. En la fase progradante H4 (500 años BP-actualidad) se observan también dos agrupaciones de cordones; la más antigua, IV, está formada por cuatro cordones, mientras que la agrupación V puede ser subdividida en cinco cordones, de los que el segundo y el tercero presentan 4 y 3 ganchos, respectivamente.

Los dos últimos cordones, V-4 y V-5, no aparecen en las fotografías de 1956. Según sugieren las dataciones radiométricas, V-4 comenzó a formarse a finales de la década de 1970 a partir de sedimento retrabajado de cordones anteriores. Pasó a ser un cordón consolidado al término de la siguiente década, presentando un buen desarrollo sobre todo en la zona Norte de la flecha. A principios de la década de 1990 comenzó a crearse un nuevo cordón, V-5, a partir también de sedimento procedente de los cordones anteriores.


341

Fig. 1. Mapa geomorfológico de la flecha de Valdelagrana. En línea continua se muestra la línea de costa de 1956. En trazado discontinuo se muestra la línea de costa de 2002, así como los cordones posteriores a 1956.

TABLA I. RESULTADOS DE LAS DATACIONES Muestra Edad convencional (años BP) Edad Calibrada 14C (95%) Edad (cal. años BP)

TORVA-2 3450 ± 60 1500 BC-1250 BC 3450-3200 BP AERO 1190 ± 80 1040 AD-1330 AD 910-620 BP ESCA 1250 ± 70 1020 AD-1290 AD 930-660 BP

TORVC-4 1590 ± 60 680 AD-950 AD 1260-1000 BP

TABLA II. DISTRIBUCIÓN Y CORRELACIÓN DE CORDONES LITORALES Y EDADES Unidades de flecha

Episodios progradantes Dabrio et al. (2000) Este trabajo

I H23040-2800 BP (C4) I-11990-1750 BP (C5) I-11820-1560 BP (C6) I-3

--------

II H3 2050-1820 BP (C3-retrabajado?) II-3 -------- III H3 -------- --------

IV H4 -------- IV-2: 3450-3200 BP (TORVA-2)

IV-4: 910-620 BP (AERO)

V H4 -------- V-2: 930-660 BP (ESCA)

V-4: 1260-1000 BP (TORVC-4)

342

De acuerdo con sus cartografías, el cordón correspondiente al episodio progradante H2 (4.4-2.7 BP) fue objeto de tres dataciones por parte de Dabrio et al. (2000). De ellas, la datación C4 (Tabla II) concuerda con el intervalo de tiempo asignado regionalmente por estos autores para H2. En cambio, C5 y C6 presentan edades muy recientes para H2, lo que podría deberse a posibles procesos de recristalización de carbonatos en las conchas datadas. En H3 (2.4-0.7 BP) la datación C3 concuerda con el intervalo de tiempo regionalmente asignado a esta fase progradante.

Las dataciones realizadas expresamente para este trabajo se han tomado todas en la fase progradante H4 (500 años BP-actualidad). TORVA-2 es la más antigua de ellas, que probablemente se formó por sedimento retrabajado de la unidad I. AERO, de Época Medieval, parece la datación más fiable tomada en esta fase, y probablemente actuó como área fuente de ESCA y TORVC-4. Se deduce que desde Época Medieval la flecha no parece haber recibido un aporte sedimentario importante, de modo que el sedimento que da lugar a los nuevos cordones procede del retrabajamiento de los anteriores.

4. CONCLUSIONES

La cartografía detallada de cordones litorales en la flecha de Valdelagrana muestra un patrón complejo de episodios progradantes holocenos, consistente en más de 15 cordones que se han agrupado en cinco grandes unidades. Los procesos de recristalización de carbonatos y el retrabajamiento sedimentario entre cordones dificultan la datación radiométrica de los sucesivos episodios. En ese sentido, se deduce que en los últimos 1000 años los nuevos cordones

se han alimentado de los cordones litorales preexistentes.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el Proyecto CTM2007-62613/MAR de la DGI (Ministerio de Educación y Ciencia). Es una contribución al Grupo de Investigación P.A.I. RNM-328 y a los proyectos IGCP-495 y 515.

REFERENCIAS

Dabrio, C.J., Zazo, C., Goy, J.L., Sierro, F.J., Borja, F., Lario, J., González, J.A. y Flores, J.A. (2000). Depositional history of estuarine infill during the last postglacial transgression (Gulf of Cadiz, Southern Spain). Marine Geology 162, 381-404.

Gómez-Ponce, C., Borja, F., Lagostena, I., López Amador, J.J., Ruiz, J.A. y Borja, C. (1997). Primeras fases de la evolución de la flecha litoral de Valdelagrana (El Puerto de Santa María, Cádiz). Datos arqueológicos. En: Rodríguez-Vidal, J. (ed.): Cuaternario Ibérico. Univ. de Huelva, pp. 165-167.

Gracia, F.J., Del Río, L., Alonso, C., Benavente, J. y Anfuso, G. (2006). Historical evolution and present state of the coastal dune systems in the Atlantic coast of Cádiz (SW Spain): Palaeoclimatic and environmental implications. Journal of Coastal Research, S.I. 48, p. 55 - 63.

Zazo, C., Goy, J.L., Somoza, L., Dabrio, C.J., Belluomini, G., Improta, S., Lario, J., Bardají, T. y Silva, P.G. (1994). Holocene Sequence of Sea-Level Fluctuations in Relation to Climate Trends in the Atlantic-Mediterranean Linkage Coast. (1994). Journal of Coastal Research, 10(4), 933-945.

Zazo, C., Dabrio, C.J., Goy, J.L., Lario, J., Cabero, A., Silva, P.G., Bardají, T., Mercier, N., Borja, F. y Roquero, E. (2008). The coastal archives of the last 15 ka in the Atlantic-Mediterranean Spanish linkage area: Sea level and climate changes. Quaternary International, 181, 72 – 87.


343

Los abanicos aluviales litorales del NE de Mallorca: morfometría y arquitectura de facies

L. Gómez-Pujol (1, 2), J. J. Fornós (2), R. J. Pope (3) y L.B. Clemmensen (4)

(1) Institut Mediterrani d’Estudis Avançats (IMEDEA, CSIC-UIB), Miquel Marqués 21, 07190 Esporles (Illes Balears). E-mail: [email protected]

(2) Departament de Ciències de la Terra, Universitat de les Illes Balears, Ctra. Valdemossa km 7.5, 07122 Palma (Illes Balears).

(3) Department of Geography, University of Derby, Kedleston Road, Derby, DE22 1GB, UK (4) Geological Institute, University of Copenhagen, Øster Voldgade 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark.

Abstract Coastal alluvial fans in north-eastern Mallorca: morphometry and depositional style

Numerous coastal alluvial fans are recognized in the northeastern bays of Mallorca (Balearic Islands). Standard morphometric analysis of fan areas and fan gradients in relation to drainage basin area yield results that highlight the influence of the climate signal. Climate and base-level change have produced distinctive fan geometric relationships. The role of quaternary coastal aeolianites in fan construction is highlighted.

Palabras clave: abanicos aluviales, eolianitas, Cuaternario, Mallorca Key words: alluvial fan, aeolianites, Quaternary, Mallorca

1. INTRODUCCIÓN

Varios estudios han demostrado que la geomorfología de los abanicos aluviales refleja las interacciones entre tres tipos de factores (Blair y McPherson, 1994; Harvey, 2002a): (a) los relativos a las variables de contexto (tectónica, espacio de acomodación, topografía); (b) los factores ligados a los procesos hidrológicos (clima, geología de la cuenca); y (c) la influencia entre el medio sedimentario propio de los abanicos aluviales con otros medios adyacentes.

La diferente participación de cada uno de los factores enunciados explica las variaciones en la morfometría y estilo sedimentario de los abanicos aluviales y constituye una de las principales líneas de investigación de estas geoformas (Harvey et al., 2005). Por ejemplo, las diferencias entre abanicos fluviales han sido atribuidas a la tectónica y el control topográfico (Blair y McPherson, 1994), al espacio de acomodación (Viseras et

al., 2003) o a la influencia del control estructural y la neotectónica (Calvache et al., 1997; Pope y Wilkinson, 2005). Por otro lado, también abundan los trabajos que ponen de manifiesto la trascendencia del papel del clima en la respuesta de los procesos hidrológicos o bien en las fluctuaciones del nivel de base en la evolución de los abanicos aluviales (Harvey, 2002b). Pocos son, sin embargo, los que inciden en la influencia de otros procesos y/o construcciones sedimentarias (como por ejemplo, los sistemas dunares) en el modelado y funcionalidad de los abanicos.

El presente trabajo examina los parámetros de forma de los abanicos aluviales litorales del NE de Mallorca, así como su estilo y arquitectura sedimentaria.

2. ZONA DE ESTUDIO

Las bahías del NE de Mallorca (Illes Balears) –Alcúdia y Pollença– suman

344

poco más de 125 km de perímetro litoral de los que el 22% corresponden de acumulación. El resto de la línea de costa lo integran acantilados cortados en el roquedo liásico o bien acantilados medios o bajos tallados en depósitos cuaternarios, bien en eolianitas, abanicos aluviales o secuencias mixtas de ambos (Gómez-Pujol et al., 2007).

La estructura en horsts y grabens de la isla se hace más patente en las bahías del norte, de manera que los relieves que flanquean a las bahías al norte y al sur y que integran materiales plegados y fracturados del Jurásico al Cretácico, se corresponden con los horsts, mientras que las cuencas que en la costa disponen los sistemas de albufera y restinga o los sistema dunares holocenos corresponderían a los grabens. A modo de solución de continuidad entre los diferentes bloques, aparecen más de veinte abanicos aluviales que actualmente sufren la acción erosiva del mar, dejando al descubierto secuencias sedimentarias complejas que integran facies de ambientes eólicos, coluviales o fluviales (Gelabert et al., 2003) y que han sido objeto de diferentes campañas de datación (Rose et al., 1999; Clemmensen et al., en prensa).

3. MATERIALES Y MÉTODO

Se ha procedido a la cartografía de la superficie de los abanicos aluviales mediante fotografía aérea y exploración de campo. Se han levantado varias secciones y columnas estratigráficas a lo largo del perímetro litoral de los abanicos, así como en el interior de los cauces que los diseccionan.

El análisis morfométrico de los abanicos aluviales (Harvey, 1997) parte del cálculo de la superficie de los abanicos y de sus cuencas, así como de su

y = 0.3474x0.9143

R2 = 0.3411

0.01

0.10

1.00

10.00

0.01 0.10 1.00 10.00

A (km2)

F (km2)

Fig. 1. Ajuste y parámetros morfométricos de la superficie de los abanicos aluviales (F) litorales del

NE de Mallorca y sus respectivas cuencas (A).

gradiente, medidos en la cartografía 1:5.000 del Govern de les Illes Balears, y con el apoyo de la ortofotografía 1:5.000 de 2002 de la misma institución.

4. RESULTADOS

4.1 Morfometría El estudio convencional de la morfometría de los abanicos aluviales se ha desarrollado mediante el análisis de regresión del área del abanico, de su gradiente y de la superficie de su cuenca (Fig. 1). En este sentido los parámetros de la ecuación de regresión F = pAq,donde A es el área de drenaje del abanico y F el área del abanico, resultan en niveles de correlación bajos (R2=0,33). Mientras que los coeficientes p(0,35) y q (0,91) no difieren de los que corresponden a medios áridos similares a los de la zona de estudio (Harvey, 1997) y que para p oscilan entre 0.4 y 1.1, mientras que para q lo hacen entre 0.1 y 2.1 en función de los aspectos de la geología de la cuenca y de la historia y evolución del abanico.

4.2 Sedimentología


345

En bahía de Alcúdia el sistema deposicional localizado en las zonas de piedemonte, está formado por una serie de facies bien definidas que incluyen mantos eólicos (aeolian sand-sheet deposits), dunas, coladas de derrubios y bloques (debris-flows), depósitos de arroyada (fluvial sheet-flood), depósitos de canal fluvial así como depósitos que presentan una mezcla de características eólicas y aluviales (Fig. 2). También se desarrollan diversos paleosuelos, y se pueden observar al pie de los acantilados una serie de facies intergradacionales entre las que encontramos depósitos de pie de acantilado formados por la acumulación de bloques caídos y depósitos de rampa arenosa retrabajados.

En la zona de la bahía de Pollença el sistema deposicional, expuesto al pie de los acantilados, está formado, en su mayor parte, por depósitos de pie de acantilado, depósitos de rampa arenosa/rampa coluvial, depósitos dunares de frente de acantilado, depósitos fluviales y depósitos de dunas ascendentes.

De forma general, los depósitos correspondientes a los abanicos aluviales se disponen sobre, o bien retrabajan, los depósitos de dunas en los puntos de máxima progradación mientras que lateralmente dichos depósitos se interdigitan con las dunas o bien se disponen directamente sobre el basamento. Sobre ellos se disponen abanicos formados por conglomerados groseros que a su vez se interdigitan o bien también se superponen con los sistemas eólicos. Las eolianitas se localizan principalmente en frente de los acantilados más verticales y son más frecuentes en las partes distales de los abanicos aluviales mientras que los depósitos típicamente aluviales adquieren mayor importancia en las áreas intermedias.

Fig. 2. Contribución de las eolianitas (base y diferentes niveles de paleosuelos) en la construcción

del abanico litoral de sa Bassa Blanca (Alcúdia)


La ausencia de un buen ajuste entre la superficie de los abanicos aluviales y la extensión de sus respectivas cuencas pone de manifiesto que otros factores contribuyen en la configuración de estas formas. Los ajustes habituales cubren un rango entre 0,80 y 0,98. No obstante, las constantes q y p entran en los rangos habituales de roquedos calcáreos.

Buena parte de los abanicos caracterizados tienen una superficie mayor de la que les correspondería, escenario que encuentra su lógica en la contribución de los depósitos eólicos en la arquitectura del abanico aluvial. Cabe destacar que las arenas de las dunas son bioclásticas y por tanto la fuente del sedimento es marina y no fluvial. Hecho que pone en evidencia el papel del descenso del nivel del mar en la construcción del abanico. Durante los periodos de regresión marina grandes bancos de arena quedan expuestos a la acción eólica que transporta el material tierra adentro interdigitándose con los depósitos de abanico. Durante los periodos de transgresión marina el ascenso del nivel del mar participa de la erosión de los abanicos litorales, así como de la formación de plataformas litorales sobre los niveles de eolianita.

346

Aunque en un segundo plano, no puede dejarse de considerar la influencia del modelado cárstico en la delimitación de las cuencas de drenaje en un roquedo calcáreo como el que constituye los relieves que flanquean las bahías de Alcúdia y Pollença. Son numerosas las dolinas capturadas que integran las actuales cuencas de drenaje, pero de las que no puede asegurarse desde una perspectiva temporal su participación en la construcción de los abanicos aluviales; incidiendo, juntamente con la erosión marina del abanico, en el escaso ajuste entre los parámetros de superfície de abanico y cuenca de drenaje al uso.

Agradecimientos El presente trabajo es una contribución al proyecto de investigación CGL2006-11242-C03-01 del Ministerio de Educación y Ciencia - FEDER. LGP disfruta de un contrato del Programa JAE-Doc del CSIC.

REFERENCIAS

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347

Análisis morfológico del sistema de paleocanales desarrollado en la Bahía de Palma (Islas Baleares,

Mediterráneo occidental)

D. Palomino (1), V. Díaz del Río (1), J.T. Vázquez (1) y L.M. Fernández-Salas (1)

(1) Instituto Español de Oceanografía. Puerto Pesquero s/n, 29640 Fuengirola. E-mail: [email protected]

Morphological analysis of the paleochannels system developed in Palma Bay (Balearic Islands, Western Mediterranean) This paper analyzes the morphology of the paleochannels system developed in Palma Bay during the Quaternary. These channels were the main pathways to transport the sediments from land to the open sea. They have been formed by both fluvial and tidal processes and they have been affected mainly by eustatic changes during the Quaternary and recent tectonic processes. The objective of this paper is to reveal the existence of different groups of paleochannels in the Bay, which can be grouped according to their morphological characteristics.

Palabras clave: Bahía de Palma, paleocanales, morfología, Mediterráneo occidental. Key words: Palma Bay, paleochannels, morphology, western Mediterranean.

1. INTRODUCCIÓN

Estudios previos en el Mediterráneo occidental han evaluado la capacidad que tuvieron los paleocanales para actuar como vías de transporte de sedimento, si bien la mayoría de los estudios se sitúan en zonas del talud continental (Got and Aloisi, 1990; Kenyon et al., 2002). La Bahía de Palma no ha sido objeto de estudios morfológicos específicos en este sentido, ya que no alberga grandes ríos que sean capaces de generar un transporte significativo de sedimentos hacia el mar. El objetivo del presente trabajo es la descripción morfológica de los paleocanales que se han desarrollado en la Bahía de Palma durante el Cuaternario.

Área de estudio Este trabajo se ha realizado en las Islas Baleares, en el extremo occidental del Mar Mediterráneo. Se centra en la zona

suroeste de la Isla de Mallorca. La zona de estudio se corresponde con la parte sumergida de la Bahía de Palma, entre los 20 y 65 m de profundidad, enmarcada entre los meridianos 2º30’E y 2º48’E y los paralelos 39º20’N y 39º34’N (Fig. 1).

Características geológicas e hidrológicas La Bahía de Palma se encuentra situada entre dos cadenas montañosas. Está limitada por dos fallas que confinan y controlan estructuralmente la cuenca y se encuentra sometida a una fuerte subsidencia. Al ser una zona muy somera, los cambios del nivel del mar durante el Cuaternario han tenido una gran influencia. La Bahía de Palma apenas recibe aportes de agua dulce. La red de drenaje continental (Fig. 1) es de muy poca importancia, careciendo de ríos permanentes, únicamente posee pequeños torrentes con descargas estacionales (Rey y Díaz del Río, 1985

;

348

Fig. 1. Red de paleocanales en la plataforma continental de la Bahía de Palma.

Jansá et al., 1994). La mayor parte de los torrentes desembocan en la parte oriental de la Bahía y al llegar a ella, debido a la poca pendiente, las aguas marchan lentamente arrastrando los materiales más finos. En la parte occidental son de menor importancia y de corriente mas rápida aunque lo que arrastran mayoritariamente son materiales finos tipo fangos (De Buen, 1916).

2. METODOLOGÍA

Siguiendo el criterio establecido por Nordfjord et al. (2005), se han estudiado los paleocanales usando técnicas de adquisición de alta resolución. Si se dispone de suficiente cobertura, pueden cartografiarse y extrapolarse a un área más extensa los resultados del análisis de sus facies sísmicas y de sus características morfológicas.

Para la realización de este trabajo se han utilizado dos tipos de datos:

- Datos batimétricos obtenidos mediante una sonda monohaz procedentes de las campañas oceanográficas MOPU-Palma 84 y BAPAL-84.

- Registros sísmicos de alta y muy alta resolución (Uniboom y penetrador de sedimentos 3,5 kHz) de la campaña oceanográfica BAPAL-84.

Toda la base de datos batimétricos y sísmicos, así como la interpretación morfológica, han sido introducidos en un sistema de información geográfica (ArcGis.9.2) con lo que se dispone de toda la información georreferenciada. Los parámetros morfológicos que se han medido sobre los paleocanales han sido: la profundidad, la longitud, la potencia sedimentaria, la anchura y la pendiente. Además, se han calculado el índice de encajamiento, dividiendo la anchura por la profundidad en el eje central, y el índice de sinuosidad, que es la relación entre la longitud de onda del arco ( ) y la longitud del meandro.


349

3. RESULTADOS

Los paleocanales se distribuyen en la Bahía formando una extensa red (Fig. 1). La longitud máxima de los paleocanales en la zona de estudio es de 11,7 km. Presentan una profundidad mínima en el eje de 1 m en la unidad sísmica inferior y máxima de 24 metros. Se han diferenciado 3 grupos de paleocanales (Tabla I) en función de la dirección que presentan. - Grupo 1: presentan una dirección

predominante Norte-Sur y están localizados en la parte occidental de la bahía. Los rangos de profundidad donde aparecen son: 10-40 m y 45-55 m. En este grupo se observan las mayores pendientes. El índice de encajamiento es elevado y el de sinuosidad presenta un valor muy bajo, ya que son paleocanales de poca longitud y muy rectilíneos.

- Grupo 2: son los más desarrollados, presentan una gran continuidad espacial, alcanzando longitudes máximas de 11,7 km. Presentan una dirección media Noreste-Suroeste y se localizan en la zona central del área de estudio, diferenciándose dos subgrupos separados por el umbral del centro de la bahía. En este grupo se observa la jerarquización de los paleocanales. Tienen una pendiente muy baja, con valores medios de 0,15º. El índice de encajamiento es mas bajo que el calculado para los paleocanales del Grupo 1. En cuanto a la sinuosidad es variable, y presenta valores elevados cuando la longitud de onda del arco difiere de la longitud del meandro.

- Grupo 3: son un grupo de paleocauces de poca longitud. Están orientados en una dirección media Este-Oeste y desembocan en los paleocanales principales del Grupo 2. Su pendiente es muy baja, con un valor promedio de 0,1º. Son muy

rectilíneos y el índice de encajamiento es muy bajo.

-TABLA I. VALORES MEDIOS DE LOS

PRINCIPALES PARÁMETROS MEDIDOS EN LOS PALEOCANALES.

Grupo 1

Grupo 2

Grupo 3

Profundidad máxima <m>

56 65 57

Profundidad mínima <m>

37 20 26

Potencia máxima del relleno <m>

24 12 7,5

Anchura máxima <m>

1890 1350 250

Longitud total máxima <m>

3327 11700 3600

Área de la sección transversal <m2>

45000 16000 1800

Índice de encajamiento medio

34 21 4

Dirección media N-S NE-SO E-O

4. DISCUSIÓN

Los paleocanales estudiados se formaron durante el periodo en el cual el nivel del mar estaba en una posición más baja que la actual, de forma que permitió el encajamiento de los cauces en la plataforma continental. Con la posterior subida del nivel del mar a partir de 20.000 años BP, volvió la sedimentación a la plataforma y la colmatación y relleno de los paleocanales. Por lo tanto, la disposición espacial de los paleocanales refleja la red fluvial existente durante el Cuaternario Superior. El desarrollo de los paleocanales ha estado muy influenciado por la tectónica reciente ya que su evolución ha estado muy condicionada por el carácter subsidente de la Bahía, que ha permitido una mayor acomodación de la cuenca. El Grupo 1 representa a pequeños arroyos, de alta pendiente, que se desarrollaron en las laderas de la Sierra de Tramontana, al oeste de la Bahía de Palma. Los paleocanales del Grupo 2, los más desarrollados, se corresponden con la red fluvial predominante de la bahía. Su distribución espacial está condicionada

350

por el umbral topográfico central y la rasa submarina del sureste de la bahía. Ambos relieves confinaron los cauces en una superficie de unos 4 km., lo que favoreció el encajamiento de los mismos. Sus características de baja pendiente, alta sinuosidad e índice de encajamiento elevado son típicas de cauces ramificados (Rosgen, 1994). El Grupo 3 pertenecen a pequeños arroyos frente a los acantilados de la zona este de la bahía. Por ello, poseen un escaso desarrollo.

5. CONCLUSIONES

En plataforma interna de la cuenca de Palma se extiende una extensa red de paleocanales que constituyeron, durante el último periodo de bajo nivel del mar, las principales vías de transporte de sedimentos hacia aguas más profundas. Las características morfológicas de los paleocanales están condicionadas por la paleobatimetría, las características litológicas del sustrato, la tectónica y las condiciones paleohidrológicas de la zona.

REFERENCIAS

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Jansá, J., López-Jurado, J.L., Amengual, R., Reñones, O. and Morillas, I. (1994). Variación anual e interanual de los factores físicoquímicos-biológicos generales del medio pelágico de la Bahía de Palma (Islas Baleares, España) desde Mayo de 1988 hasta Mayo de 1992. Informes técnicos, Instituto Español de Oceanografía, 152.

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351

Análisis morfométrico de las ondulaciones del prodelta del Río Adra (Almería, España)

P. Bárcenas (1), L.M. Fernández-Salas (1), F.J. Lobo (2), V. Díaz del Río (1) y J. Macías (3)

(1) Instituto Español de Oceanografía. Puerto Pesquero s/n, 29640 Fuengirola. Málaga, [email protected]. (2) CSIC-Instituto Andaluz de Ciencias de la Tierra, Facultad de CC. Avda de Fuentenueva s/n, 18002, Granada. (3) Departamento de Análisis Matemático, Facultad de Ciencias. Campus de Teatinos, s/n. 29080, Málaga.

Morphometric analysis of seafloor undulations on the Adra River prodelta (Almería, Spain) The knowledge of the influence of the hydrological regime of river basins on submarine sedimentary processes in deltaic systems may have wider implications from the point of view of global climate change. Under this consideration, the present study aims to analyse morphometric parameters extracted from multibeam echosounder data collected by the Instituto Español de Oceanografía (IEO). In particular, we focus here in the morphometric analysis of prodeltaic undulations found off Adra River (Almería), in the continental shelf of the northern margin of the Alboran Sea. Two main fields of undulations have been identified, apparently connected to the present-day and an ancient river courses. Although the undulations exhibit higher development off the ancient river mouth. The results obtained in this area have been compared with other areas of the Alboran Sea, in order to evaluate the importance of contrasting river basins on controlling the different development of submarine undulations linked to prodeltaic deposition.

Palabras claves: Mar de Alborán, plataforma continental, prodelta, ondulaciones, morfometría. Key words: Alboran Sea, continental shelf, pro-delta, undulations, morphometry.

1. INTRODUCCIÓN

Los ríos de Andalucía oriental aportan sedimentos a la plataforma continental del margen norte del Mar de Alborán (Fig. 1). El comportamiento hidrológico de la mayoría de estos ríos está influenciado por la marcada variabilidad estacional del clima regional, lo cual implica la existencia de episodios torrenciales en los meses de otoño y/o invierno. En esta zona se encuentra la cuenca Grande de Adra cuyo río principal es el Río Adra que drena las Zonas Internas de las Cordilleras Béticas hacia el Mar Mediterráneo. La cuenca tiene una extensión de 750,7 km2, una longitud del río de 51,4 km y una pendiente de 0,044 (Tabla I). El cauce natural del río ha sufrido dos desvíos artificiales, hacia el este en 1872 y hacia el oeste en 1910, cuando se fija en la posición actual (Fig. I) (Jabaloy et al., 2008). La plataforma continental frente al Río Adra presenta 5 km de anchura media, aunque varía lateralmente.

Tabla I. PARÁMETROS MORFOMÉTRICOS DEL SISTEMA

RÍO/DELTA DEL ADRA (Modificado de

Liquete et al., 2005)

Área de la cuenca 750,7 km2

Altitud máxima de la cuenca 2682 m Altitud principal de la cuenca 1075m Altitud máxima del río 2277 m Longitud del río 51,4 km Pendiente del río 0,044 Área regulada 70%Índice litológico 10,1 Índice de vegetación 1,8 Área del delta 2,2 km2

Perímetro del delta 6,8 km Longitud del delta en la costa 3,3 km

Los valores máximos de anchura se relacionan con las mayores acumulaciones de sedimento procedentes de los ríos o con la presencia de relieves estructurales y/o volcánicos. El borde de plataforma se localiza a una profundidad máxima de 115 m (Ercilla et al., 1994).

El delta asociado a este río presenta dos lóbulos deltaicos principales (Fig.1): a) Occidental, frente a la desembocadura antigua del cauce natural extendiéndose

352

más de 3 km hacia el mar hasta profundidades de 60 m y, b) Orientalque se desarrolla aguas afuera de la desembocadura actual formado por la superposición de dos cuerpos sedimentarios con extensiones máximas de 2 km hasta la isobata de los 15 m (Jabaloy et al., 2008). Las rupturas de pendientes de la cuña prodeltaica (offlapbreak) se encuentran entre los 15-18 m de profundidad. Existen pequeñas ondulaciones sobre ambos lóbulos prodeltaicos. Ondulaciones similares se han descrito en otras áreas del Mar de Alborán (Fernández-Salas et al., 2007).

El objetivo principal de este estudio es el análisis de los parámetros morfométricos asociados a estas ondulaciones que se distribuyen en la superficie del prodelta. Dicho análisis puede contribuir a mejorar el conocimiento de la génesis de dichas morfologías de pequeña escala.

Fig.1. Mapa de iluminación del fondo del mar donde se pueden observar los dos campos de ondulaciones

sobre el prodelta del Río Adra.

2. METODOLOGÍA

Los datos batimétricos se obtuvieron con una ecosonda multihaz EM3000D. Los datos brutos fueron procesados usando el software Neptune®, generando una malla con una resolución de 5x5 m. La utilización de un Sistema de Información Geográfica (ArcGIS 9.2) ha permitido el análisis morfométrico de los datos para su posterior análisis estadístico. La metodología utilizada para las medidas

de distintos parámetros morfométricos (profundidad, longitud, pendiente, longitud de onda, altura, índice de asimetría y de forma) en las ondulaciones del prodelta del Río Adra es análoga a la descrita por Cattaneo et al. (2004) y Fernández-Salas et al. (2007).

3. RESULTADOS

Se han identificado un total de 113 ondulaciones sedimentarias en el área de estudio (Tabla II). Se observa la existencia de dos campos de ondulaciones asociadas a los distintos cauces fluviales (Fig. 1). El primer campo se localiza sobre el lóbulo occidental, donde las ondulaciones se desarrollan frente al cauce natural antiguo ocupando un área de 4,4 km2. El segundo campo se localiza sobre el lóbulo oriental asociado al cauce actual, abarcando un área de 0,7 km2.Generalmente se encuentran a partir del offlap break hasta la isóbata de los 55 m en el lóbulo occidental y hasta la de los 40 m en el oriental (Fig. 1).

TABLA II. PARÁMETROS GEOMÉTRICOS DE LAS

ONDULACIONES SOBRE LOS PRODELTAS EN EL MAR DE ALBORÁN

1 2 3 4 5 6 7

Adra n= 113

Media 41,02 371,78 0,58 89,76 0,51 1,75 266,95

Mínimo 16,41 33,18 -1 22,46 0,05 0,36 55,43

Máximo 56,75 1353,8 1,75 244,2 2,35 4,71 1131

Guadalfeo* n=373

Media 64,11 210,86 1,1 80,62 0,85 1,58 129,96

Mínimo 27,73 30,38 -2,9 18,89 0,07 0,34 14,88

Máximo 99,17 1989,1 6,07 252,3 5 4,95 493,15

VerdeSeco* n= 35

Media 45,46 139,04 1,78 60,73 0,68 0,99 130,68

Mínimo 24,17 49,97 -0,2 25,3 0,12 0,41 33,82

Máximo 57,83 253,1 3,8 149,9 2,2 2,85 407,15

(1)Profundidad (m), (2)Longitud lateral (m), (3)Pendiente (º), (4)Longitud de onda (m), (5)Altura (m),(6)Índice de simetría y (7)Índice de forma (L/H).

* Datos de Fernández-Salas et al (2007).


353

Parámetros morfométricos El mayor porcentaje de las ondulaciones presentan una longitud lateral variando entre los 100-250 m. Las pendientes se agrupan en dos intervalos: 0,5-1º y 1-1,5º, la longitud de onda varía entre los 50-85 m y las alturas oscilan en un rango de 0,5-1 m. El 75% de las ondulaciones tienen un índice de simetría entre 1 y 2 y un índice de forma (L/H) entre 100-250 (Fig. 2).

Distribución espacial de los parámetros morfométricos Se observa una clara relación entre el desarrollo de los campos de ondulaciones y la posición de las desembocaduras (antigua y actual). En ambos campos, las ondulaciones presentan la mayoría de sus ejes paralelos a las líneas batimétricas. Las mayores longitudes laterales se encuentran en el campo occidental a partir de los 40 m de profundidad. Se observa una disminución de la pendiente a medida que aumentamos la profundidad. Las pendientes negativas identifican ondas sobreimpuestas en los flancos proximales de ondas de dimensiones mayores. Los valores de longitud de onda se distribuyen de forma heterogénea a lo largo de todo el área de estudio, encontrándose los valores más elevados al este del campo occidental y a partir de los 40 m de profundidad. Las ondas de mayor altura se encuentran cerca de la desembocadura del cauce antiguo. Por el contrario, las ondulaciones con mayor índice de asimetría se distribuyen alejadas de la desembocadura. Finalmente, las ondulaciones con valores bajos de índice de forma se encuentran a 45 m de profundidad en el campo occidental y a 30 m en el oriental, encontrándose las más achatadas mar adentro.


La comparación de los parámetros morfométricos en los dos campos de ondulaciones identificados en el prodelta del Río Adra permite determinar que el campo occidental está más desarrollado (mayor número de ondulaciones, mayores longitudes laterales, mayores pendientes y mayores alturas) que el campo oriental. Probablemente el campo oriental presente un desarrollo incipiente ya que el cauce de cuyos aportes se nutre fue fijado en 1910. Por el contrario, el campo occidental se desarrolló en un periodo largo de tiempo, desde los 6800 años antes de la actualidad hasta 1872, año en el que se realizó la primera desviación artificial del cauce. La ampliación del estudio comparado de las ondulaciones sobre el prodelta del Río Adra con otras zonas del Mar de Alborán ya descritas (Tabla II) permite deducir que las ondulaciones asociadas al prodelta del Río Adra presentan mayor continuidad lateral, mayores longitudes de onda, morfologías más achatadas y su límite de distribución distal alcanza profundidades mayores. Las ondulaciones del prodelta del Río Adra que presentan las menores pendientes y alturas se localizan a profundidades similares a las ondulaciones encontradas en los depósitos prodeltaicos de los ríos Verde y Seco en Almuñecar (Granada). Se propone que estas diferencias morfométricas deben estar relacionadas con las distintas características de las cuencas sedimentarias, en términos de extensión y pendiente de las cuencas fluviales y aporte sedimentario a las plataformas adyacentes.

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Fig. 2. A. Índice de forma (L/H). A. Histogramas de frecuencias comparativos, B. Índice de forma con respecto a la profundidad (ambos para Adra, Guadalfeo* y Verde-Seco*).C. Distribución espacial en el área de Adra. * Datos de

Fernández-Salas et al (2007).

Agradecimientos

Los datos batimétricos de ecosonda multihaz fueron obtenidos dentro del proyecto ESPACE llevado a cabo por el IEO y la Secretaría General de Pesca Marítima. Este estudio se encuentra enmarcado dentro del proyecto MOSAICO ejecutado por el IEO y la Universidad de Málaga. REFERENCIAS

Cattaneo, A., Correggiari, A., Marsset, T., Thomas, Y., Marsset, B. y Tricardi, F. (2004): Seafloor undulation pattern on the Adriatic shelf and comparison to deep-water sediment waves. Marine Geology,213, 121-148.

Ercilla, G., Alonso, B. y Baraza, J. (1994). Post-Calabrian sequence stratigraphy of the northwestern Alboran Sea (southwestern Mediterranean). Marine Geology, 120, 249-265.

Fernández-Salas, L.M., Lobo, F.J., Sanz, J.L., Diaz-del-Rio, V., Garcia, M.C. y Moreno, I. (2007): Morphometric analysis and genetic implications of pro-

deltaic sea-floor undulations in the northern Alboran Sea margin, western Mediterranean Basin. Marine Geology,243, 31-56.

Jabaloy, A., Lobo, F.J., Bárcenas, P., Azor, A., Fernández-Salas, L.M. y Diaz-del-Rio, V. (2008): Evolución reciente del delta del Río Adra (SE España). VIICongreso Nacional de Geología, Las Palmas de Gran Canaria, en prensa.

Liquete, C., Arnau, P., Canals, M. y Colas, S.(2005): Mediterranean river systems of Andalusia, southern Spain, and associated deltas: a source to sink approach. Marine Geology, 222-223, 471-495.

Nakajima, T. y Satoh, M. (2001): The formation of large mudwaves by turbidity currents on the levees of the Toyama deep-sea channel, Japan Sea. Sedimentology, 48, 435-463.

C

A B


355

Geomorfología de la Región del Banco de Galicia (NW de la Península Ibérica)

G. Ercilla (1), L. Somoza (2), J.T. Vázquez (3), S. García-Gil (4), F. Estrada (1), D. Casas (1) y ERGAP Project and Cruise Team

(1) Institut de Ciències del Mar, CSIC. Grup de Marges Continentals. Passeig Marítim de la Barceloneta, 37-49. 08003, Barcelona. [email protected]

(2) Instituto Geológico y Minero de España, IGME, Ríos Rosas23, 28003, Madrid (3) Instituto Español de Oceanografía – C.O. de Málaga Puerto Pesquero, s/n, 29640-, Fuengirola, Málaga (4) Dpt. Geociencias Marinas y O.T.Facultad de Ciencias, Universidad de Vigo, 36200-Vigo

Abstract Geomorphology of the Galicia Bank Region (NW Iberian Penisnula) Multibeam bathymetry has been used to study in detail the morphology of the Galicia Bank region (<

700 m down to 5200 m water depth), in the NW Iberian Margin. Five pshyiographic provinces displaying a complex morphology have been defined. Their geomorphology is characterized by three types of features based on their origin: tectonic, erosive and depositional. Tectonic features are dominant, comprise fault scarps (normal and inverse), seamounts and highs. They condition the general geometry and morphology of the provinces. Erosive and depositional features are mainly related to tectonic features, both their location and genesis. The erosive features comprise slide scars, gullies, channels, and main channels. The valleys eroding the provinces form turbidity systems that drain radially the region of the Galica Bank, transporting the sediment toward the Biscay and Iberian abyssal plains. The depositional features comprise slides and wedges and lobes formed by mass-flow deposits. These features and the erosive ones are the product of the faulted flank and structural high activity and erosion by mass wasting, and of the steep gradients (1 to 50º) of the Region. Likewise, contourites (moat associated to drifts and sediment wave fields) and coral bioconstructions appear locally associated to the structural highs. Their development is conditioned and favoured by the action of bottom currents.

Palabras clave: Banco de Galicia, morfología, tectónico, erosivo, deposicional Key words: Galicia Bank, morphology, tectonic, erosive, depositional

1. INTRODUCCIÓN

El Banco de Galicia es un alto estructural singular del margen continental noroccidental de la península ibérica. Este margen ha sido considerado como un ejemplo especial de margen intraplaca o pasivo y desnutrido, así como para caracterizar la estructura de modelos extensionales asimétricos (Sibuet et al., 1995; Vázquez et al., 2008).

Tras el hundimiento del buque Prestigeen el flanco suroeste de este Banco en el 2002, se llevaron a cabo investigaciones geológicas que han permitido conocer con más detalle la evolución geológica y la configuración morfológica de esta

región. El presente estudio se encuadra en estas investigaciones y tiene como objetivo presentar los resultados preliminares del estudio geomorfológico de la Región del Banco de Galicia, a través del análisis de datos batimétricos obtenidos con la sonda mulithaz dual EM-12 del buque L’Atalante, durante el verano del 2007.

2. PROVINCIAS FISIOGRÁFICAS: DEFINICIÓN

Las provincias fisiográficas presentadas corresponden a las provincias morfo-estructurales definidas por Vázquez et al (2008) (Fig. 1). Cada una ellas presenta un estilo estructural y una estructura sedimentaria que configuran

356

un conjunto de elementos morfo-estructurales y morfo-sedimentarios que les confieren entidad geomorfológica propia (Ercilla et al., 2006; Vázquez et al., 2008). De este a oeste, y de norte a sur, son las siguientes (Fig. 1) : a) Zona Transicional (1600 a 2500 m de profundidad), es una provincia elongada ( 63 a > 97 km de ancho) de dirección NW-SE; b) Banco de Galicia (< 700 a 2000 m de profundidad), es una provincia sub-redondeada ( 30 a 72 km de ancho), que ocupa las posiciones batimétricas más bajas; c) Dominio de Semi-Fosa (1800 a 5000 m de profundidad), es una provincia de dirección N-S y 60 km de ancho; d) Margen Profundo de Galicia ( 3000 a 5200 m de profundidad), presenta una dirección NE-SW y una anchura de 70km; y e) Flanco Noroeste (3000 a 5200 m de profundidad), muestra una dirección NE-SW y 38 km de ancho.

Fig. 1.Mapa geomorfológico de la región del Banco de Galicia mostrando los principales elementos

tectónicos y erosivos en las provincias fisiográficas.

3. CARACTERIZACIÓN GEOMORFOLÓGICA

Las provincias fisiográficas están caracterizadas por elementos morfológicos de tres tipos en base a su origen: tectónico, deposicional y erosivo. Su presencia es variable según las provincias, y su desarrollo relativo

imprime un carácter único a cada provincia, a continuación se presenta su análisis para cada una de ellas.

La Zona Transicional Se caracteriza por una elevación general del fondo marino (3800 a 2500 m de profundiad) en forma de domo la cual se corresponde con una elevación de la plataforma marginal que forma el Banco de Galicia (Vázquez et al., 2008) (Fig. 1). Esta elevación está configurada por fallas de dirección predominante NW-SE a N-S, cuyos escarpes (600 a 700 m de relieve y de 25 a 50 km de largo) afloran formando lineaciones y altos estructurales sub-redondeados (altos C, D, E y F). La superficie de la provincia está también afectada mayormente por canales (4 a 88 km de largo, decenas de metros de relieve) con una distribución radial. Asimismo, se identifican formas deposicionales, representadas por movimientos en masa y sistemas contorníticos. Los primeros forman un fondo marino irregular (centenares de m2 a pocos km2) definido por lineaciones y/o ondulaciones sub-paralelas a la pendiente regional, que se desarrollan al pie de los altos y escarpes tectónicos. Los sistemas contorníticos (centenares de metros de ancho y varios kilómetros de largo) están formados por la asociación de cresta-surco de tipo confinado-elongado, y se desarrollan localmente al pie de los altos estructurales.

El Banco de Galicia Es la provincia que más resalta morfológicamente (Fig. 1). El elemento predominante es de tipo tectónico y comprende un “seamount”, escarpes de falla y un alto, cuyas distribuciones confiere a la provincia un relieve de dirección NNW-SSE, en el que se diferencian dos sectores, norte y sur. El sector sur, el más somero de los dos, es un “seamount” de techo plano y geometría cuasi-rectangular, que se


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corresponde con un “horst” limitado por escarpes de fallas (fallas normales) de 600 a 2000 m de relieve, 15 a 25 km de largo, y direcciones NW-SE y NE-SW. El sector norte presenta un relieve más suavizado, y se caracteriza por la presencia del alto estructural A, de 500 m de relieve y forma sub-redondeada con dirección NNE-SSW.

Los escarpes de falla están erosionados por cárcavas y canales que se agrupan formando sistemas tributarios, y se distribuyen radialmente alrededor del Banco de Galicia hacia las provincias circundantes. Con una presencia minoritaria se identifican formas deposicionales contorníticas y bioconstrucciones. Las contornitas están definidas por sistemas de surco y cresta de tipo confinado-elongado y campos de onda de sedimento. Los primeros se localizan locamente al pie del alto A y del “seamount” y tienen centenares de metros de ancho y varios kilómetros de largo. Los campos de onda de sedimento se desarrollan en el área topográficamente más alta del “seamount”, y abarcan una superficie de varios km2. Entre el campo de ondas de sedimento y los escarpes de falla que configuran la geometría del “seamount” se identifican lineaciones aisladas de sección monticular de varios metros de relieve y centenares de metros de largo, que podrían asociarse a bioconstrucciones de corales.

Dominio de Semi-Fosa Las morfologías predominantes son de tipo tectónico y están representadas por escarpes de falla que corresponden a bloques extensionales rotados que generan al menos 3 semi-fosas (Vázquez et al., 2008) (Fig. 1). Tienen una dirección NNW-SSE a N-S, con una longitud de al menos 20-30 km. La presencia de estas fallas controla la morfología general de la provincia fisiográfica formada por una serie de

crestas y surcos cuyas superficies están afectadas por formas erosivas y deposicionales. Las primeras son cicatrices de deslizamiento, cárcavas y canales en los escarpes estructurales, canales inter-lóbulo y canales principales al pie de los mismos. Los canales principales discurren de forma sub-paralela por la cota más baja de los semi-fosas (i.e., surcos), extendiéndose desde el Banco de Galicia hasta la llanura abisal de Iberia. El resto de los valles son mayormente perpendiculares a oblicuos a la dirección principal de los escarpes y desembocan en los canales principales. Los formas deposicionales están representados por inestabilidades (deslizamientos y flujos en masa), que edifican cuñas y lóbulos sedimentarios sobre los escarpes estructurales y al pie de los mismos.

El Margen Profundo de Galicia Los elementos estructurales tienen una menor influencia en la morfología de esta provincia ya que éstas han quedado totalmente obliteradas por la sedimentación (Vázquez et al., 2008) (Fig. 1). Se identifican escarpes de falla y altos (2 altos, redondeados y elongados, de hasta 800 m de relieve). Los escarpes actúan de límites externos de esta provincia y pertenecen a las provincias de Semi-Fosa y Flanco Noroeste. Los elementos erosivos son los que esculpen mayormente la morfología del fondo marino. Comprenden cárcavas que forman sistemas tributarios en los escarpes de falla y alimentan a canales que circulan en dirección hacia el SW hasta alcanzar la llanura abisal de Iberia (5200 m de profundidad). Los elementos deposicionales están definidos por deslizamientos caracterizados por cicatrices subcirculares (decenas de km de largo) en los que la masa deslizada, con una superficie de pocos km2 a decenas de km2, descansa al pie de los mismos.

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El Flanco NW Esta provincia está defina por un escarpe estructural con forma de arco de grandes dimensiones, relacionado con una falla inversa (Vázquez et al., 2008) (Fig. 1). Posee una longitud de unos 140 km, relieves de hasta 2000-3000 m y gradientes de hasta 50º. La superficie de este escarpe está afectada por cárcavas de longitud kilométrica, que discurren perpendicular y oblicuamente al escarpe, y por canales de decenas de kilométros de longitud, que discurren con una dirección sub-paralela al Flanco NW. Además, se identifican formas deposicionales asociadas a inestabilidades sedimentarias que forman una superficie irregular que afecta a casi la totalidad del Flanco.

4. CONCLUSIONES

El análisis detallado del mapa geomorfológico obtenido con sonda multihaz en la Región del Banco de Galicia pone de manifiesto por primera vez la complejidad morfológica que caracteriza a esta región del margen noroccidental de la Península Ibérica. Tres son los tipos principales de elementos morfológicos que se definen en base a su génesis: tectónicos, erosivos y deposicionales. Las formas tectónicas, representadas por escarpes de fallas normales e inversas y altos estructurales, configuran la geometría y morfología general de las provincias fisiográficas, siendo dominantes en el Dominio de Semi-Fosa, Banco de Galicia y Flanco Noroeste. Los elementos erosivos y deposicionales están directamente relacionados con los tectónicos, tanto en su origen como en su localización. Los erosivos comprenden deslizamientos, cárcavas, canales y canales principales. Los valles nacen en la parte alta de los escarpes y forman sistemas turbidíticos radiales que drenan las superficies de las

diferentes provincias alrededor del Banco de Galicia, especialmente las de la Provincia Transicional, Dominio de Semi-Fosa, y Margen Profundo de Galicia, y transportan el sedimento hacia las llanuras abisales de Vizcaya e Iberia. Las formas deposicionales están asociadas a inestabilidades sedimentarias, sistemas contorníticos y bioconstrucciones de corales. Las inestabilidades así como los valles se relacionan principalmente con la actividad tectónica, la erosión de los escarpes estructurales y altos, así como las altas pendientes que caracterizan a la zona (1 a 50 º). Las formas contorníticas comprenden campos de ondas sistemas de surco-cresta confinados elongados y que se forman localmente asociados a los altos estructurales. Su formación está condicionada por la acción de corrientes profundas.

REFERENCIAS

Sibuet, J.C.(1992). New Constraints on the formation of the nonvolcanic continental Galicia-Flemish Cap conjugate margins. J. Geol. Soc.,149, 829-840.

Ercilla, G., Córdoba, D., Gallart, J., Gracia, E. et al. (2006). Geological characterization of the Prestige sinking area. Marine Pollution, 53, 208-219.

Vázquez, J.T., Medialdea, T., Ercilla, G., et al. (2008). Cenozoic deformational structures on the Galicia Bank Region (NW Iberian continental margin). Marine Geology., 249 (1-6) 128-149.


359

El control geomorfológico en la distribución de la contaminación por hidrocarburos.

Costa de Galicia (España)

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxica e Ambientais, Universidad de Santiago, Praza da Universidade, 1, 15782. Santiago de Compostela; [email protected].

Abstract The Geomorphological controls on the distribution of oil pollution. Galicia Coast (northwest Spain) The impact of the oil slick fron Prestige tanker in Galicia (Spanish northwest coast) in 2002 allowed a new scientific advance in methodology for treatment and recovery of coasts contaminated with hydrocarbons. The differential impact of the same in a relatively remote area of the origine of the spill has helped to analyze the importance of local factors that finally seemed to explain the degree of sensitivity and permanence of fuel on the coast. Among them geomorphological factors are vitally important.

Palabras clave: marea negra, factores geomorfológicos, buque Prestige Key words: oil spill, geomorphological factors, Prestige Tanker

1. INTRODUCCIÓN

El estudio se ha centrado en la distribución del fuel derramado por el buque Prestige en la costa del extremo noroeste de la península Ibérica. Se centra, de manera fundamental, en la costa próxima a la ciudad de Ferrol complementado con acercamientos puntuales en otras comarcas del litoral gallego como la Costa da Morte o el tramo Cabo Silleiro-A Guarda. Se analizó la distribución diferencial de la marea negra del buque Prestige, explicando los diferentes tipos de contaminación en cada ambiente costero y la sensibilidad de los distintos tramos y geoformas ante una virtual contaminación por hidrocarburos. La sensibilidad costera se estableció a partir de la adaptación a las características concretas de la costa de estudio del índice de vulnerabilidad de Gundlach y Hayes, de 1978, del Índice de Sensibilidad Ambiental (ESI) aplicado por el NOAA en 1979, y del Potencial Energético Hidrodinámico de Hayes, Michel y Fichaut, 1991.

Figura 1: área de estudio

2. ÁREA DE ESTUDIO

La costa de estudio, a nivel geomorfológico e hidrodinámico presenta dos tipos. Por un lado, una costa de rías, o costa interior, en la que los aparatos estuarinos que la componen se originan por una multiplicidad de factores entre los cuales el tectónico tiene gran importancia en la génesis; el litológico o de erosión diferencial define a grandes trazos el dibujo y amplitud del estuario; y el paleoclimático condiciona las formas de detalle y la distribución de ambientes. Por otra, una costa mixta o costa exterior, constituída por una sucesión de

J. López-Bedoya (1) y A. Pérez-Alberti (1)

360

tramos acantilados rocosos y sectores de costa baja donde predomina la acumulación sedimentaria. Los dos tipos de costa condicionaron la distribución diferencial del. Climáticamente, las costas estudiadas, se encuentran en una región caracterizada por una intensa variabilidad en los parámetros atmosféricos y oceanográficos (Castillo Rodríguez, 1993; López Bedoya, 2005). Este hecho, si bien dificulta la elaboración de modelos aplicables en cualquier momento del año, si presenta regularidades que es necesario conocer para valorar bien los procesos costeros. El área tiene un rango mesomareal de 3,2m a 3,6m, con oleajes invernales medios próximos a 3m y estivales que superan los 1,5m, con multidireccionalidad eólica elevada que puede ser sintetizada en un predominio de los vientos del NE en verano y del SO en invierno. En general se ve afectada por grandes corrientes con sentidos opuestos, actuando en invierno una corriente de arrastre de origen suroccidental y en verano un brazo desviado y recurvado de la corriente del Golfo, en sentido noreste-suroeste.

3. DISCUSIÓN

Ante la contaminación masiva de las costas próximas a los puntos de derrame en mareas negras, las áreas más alejadas presentan una distribución del fuel más selectiva como respuesta a la incidencia de parámetros generales y, sobre todo locales, de tipo atmosférico, oceanográfico y geomorfológico Existen, en primer lugar, una serie de máximas físicas que actúan sobre el océano condicionando su comportamiento como vehículo de la contaminación. En primer lugar hay que apuntar que el diseño de la costa, su formam condiciona el efecto venturi.En los casos de irregularidad alta de la línea de costa, potencia el flujo de fuel

hacia el continente al pasar el agua entre pasos estrechos o entre aquellos que separan algunos islotes y el continente, dando lugar a áreas sin contaminación en los sectores posteriores a los mismos. También es fundamental la combinación de la acción sobre la mancha contaminante de la fuerza centrífuga y el efecto Coriolis en los cambios direccionales levógiros de la corriente litoral, dando lugar a puntos de intensa contaminación. El momento de inercia, proporcional a la masa de cualquier cuerpo, explica que cuanto menores y más fragmentadas sean las masas contaminantes más controladas están por los factores oceanográficos y geomorfológicos locales. La deformación del trocoide del oleaje en su roce con el fondo costero puede, según la dirección de las olas en relación al dibujo costero, alejar el contaminante de la costa o hacerlo chocar contra la misma. Por último, el flujo turbulento de la lámina de agua por rozamiento con la costa, favorece el recalado del fuel en determinados sectores de la costa. Además de estas máximas existen otros parámetros que deberán ser analizados y representados en la cartografía temática. En los de tipo oceanográfico se presenta el factor expositivo, es decir, la orientación direccional de los diferentes tipos de tiempo regionales y su coincidencia con la orientación general costera del área contaminada. Son importantes también las características hidrodinámicas locales en el momento de llegada de la marea negra, siendo especialmente peligrosas las situaciones de alta intensidad energética y baja frecuencia temporal, relativamente habituales en los episodios de vertidos de hidrocarburo. La dirección y fragmentación de la corriente costera litoral por una alta irregularidad costera es un parámetro interesante para entender la atomización de la distribución del fuel. En el interior de


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las rías, cobran importancia otros parámetros. Es el caso del tipo de circulación estuarina y su carácter bidireccional por efectos de la salinidad y la fuerza de Coriolis; de las surgencias de aguas frías por forzamientos batimétricos; de las plumas de aguas dulces superficiales procedentes de los principales cursos fluviales a lo que hay que añadirle la intensificación de la importancia de las fuerzas de rozamiento hidrodinámico por el estrechamiento del canal de paso oceánico. Por último, entre los factores de tipo geomorfológico, influyen la resistencia del roquedo, es decir, su grado de potencial erosión, que regula las posibilidades de auto-limpieza natural y de las actuaciones artificiales; el tamaño de los materiales sedimentarios costeros, en relación con las posibilidades de enterramiento del fuel y de la capacidad abrasiva sobre el sustrato rocoso, así como de la disipación de la energía del oleaje, o del tipo de contaminación final. La naturaleza de los granos sedimentarios es importante, pues de ella depende su capacidad abrasiva, mayor si es geogénica; menor si es de origen biogénico; la irregularidad del dibujo costero, que implica una mayor o menor complejidad y atomización contaminante; la pendiente del substrato, pues puede favorecer la deposición del fuel; el estado erosivo de las playas de arena, pues puede dar lugar a enterramientos generalizados de fuel con el paso inmediato a un oleaje constructivo desde un estado de vaciado de los arenales; la disposición o secuencia de mar a tierra de las diferentes geoformas costeras; y, por último, la dinámica de las vertientes costeras, por la influencia en futuros enterramientos de capas de fuel en proceso de secado.

4. CONCLUSIONES

Figura 2: propuesta de signos convencionales para

la cartografía de detalle.

La distribución del fuel en una costa compleja e irregular, a una cierta distancia del epicentro del derrame está muy condicionada por factores locales oceanográficos y geomorfológicos. Ambos deben ser tenidos en cuenta a la hora de hacer una cartografía adaptada (figuras 2, 3 y 4) para la aplicación de

362

Fig. 3. Cartografía de detalle para abordar el riesgo contaminante por mareas negras: ambientes y factores

Fig.4. Cartografía de detalle para abordar el riesgo contaminante por mareas negras: sensibilidades y actuaciones

un plan de contingencia a gran escala. Los índices de sensibilidad y vulnerabilidad presentados a nivel teórico y basado, habitualmente, en las geoformas afectadas por el fuel, deben ser corregidas a nivel local incluyendo factores dinámicos, para los que es necesario un conocimiento geomorfológico e hidrodinámico exhaustivo de cada tramo de costa a cubrir con el plan de contingencia.

AGRADECIMIENTOS Este trabajo se ha realizado gracias a la ayuda de la Deputación Provincial de A Coruña, mediante el programa de becas a la investigación, años 2004-2005.

REFERENCIAS

Castillo Rodríguez, F. (1993): Condicionamientos climáticos de la costa noroccidental gallega. Tios de tiempo durante el periodo otoño-

invierno (1988-1991). Memoria de Licenciatura. Facultade de Xeografía e Historia. Departamento de Xeografía, 288pp. Santiago de Compostela.

Gundlach, E.R., Hayes, M.O. (1978): Classification of coastal environments in terms of potential vulnerability to oil spill damage. Marine Technology Society Journal, vol. 12(4), p. 18-27.

Hayes, M.O.; Michel, J.; Fichaut, B. (1991): Oiled gravel beaches: a special problem. Oil spills, pp. 444-457.

López Bedoya, J.; Pérez Alberti, A. (2005): Distribución e Impacto de la marea negra del buque Prestige en la costa noroccidental gallega. Xeográfica. nº 4, pp.117-140. Servizo de Publicacións e Intercambio Científico, Universidade de Santiago de Compostela.

Nonn, H. (1966): Géomorphologie des régions côtières de la Galice. Tesis d’État. Université de Strasbourg, Foundation Henri Baulig. Paris.


363

El papel de la geomorfología en la gestión integrada de la Zona de Servidumbre de Protección del Dominio

Público Marítimo-Terrestre.

M.L. Pérez (1) y J.A. Chica (1)

(1) Grupo de Investigación “Gestión Integrada de Áreas Litorales” Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales. Universidad de Cádiz. [email protected] www.gestioncostera.es

Abstract.

The coastal geomorphology on Public Maritime-Terrestrial Domain of Restricted Area management. The law 22/1988, 28th July, of Costs, grants the really important role to the geomorphologic aspects, about the definition of Public Maritime – Terrestrial Domain (PMTD). The Domain possesses a band of protection called Restricted Area Protection. It is between 20 to 100 metres. The main purpose of this work is to reflect on the extremely important role of geomorphology on the Restricted Area Protection. The originality of proposed model is based on the fact that his design has done to take the own characteristics of Restricted Area Protection and related characteristics of PMTD associated into account, at the same time. Especially those related to the geomorphologic aspects. Palabras clave: Criterios, Zona de Servidumbre de Protección del DPMT

Key words: Criterion, Public Maritime-Terrestrial Domain of Restricted Area management.

1. INTRODUCCIÓN

En España la Ley 22/1988, de 28 de julio, de Costas define, además de los bienes de Dominio Público Marítimo-Terrestre (DPMT), una Zona de Servidumbre de Protección (ZSP) de dicho dominio. La citada ley establece determinadas unidades morfológicas como bienes demaniales. Sin embargo, se echan en falta criterios y definiciones que legalmente delimiten de forma más precisa y justifiquen este DPMT. Aún así, los artículos 3, 4 y 5 de dicha ley describen los bienes de DPMT como: la ribera del mar y de las rías, el espacio comprendido entre la línea de bajamar escorada o máxima equinoccial y el límite hasta donde alcanzan las olas en los mayores temporales conocidos…, las marismas, los marjales, las albuferas, los esteros, en general los terrenos bajos que se inundan como consecuencia de las mareas, las playas y los depósitos de materiales sueltos, etc.

No cabe duda de la complejidad que entraña tanto la gestión del DPMT como la de su ZSP. Incluso puede considerarse esta última tarea aún más complicada al ser este espacio contiguo al DPMT de carácter privado. Aquí la administración limita los usos y actividades con el fin de proteger aquellos bienes del DPMT y su disfrute público. Para ello el administrador tiene como principal referencia lo reseñado en el texto legal (Ley 22/88 de Costas) que, con carácter general, prohíbe ciertos usos y actividades humanas: edificación con destino a residencia o habitación, vías interurbanas, explotación de yacimientos de áridos, tendidos aéreos de alta tensión, vertidos sólidos y líquidos sin depurar, publicidad, etc. También los usos autorizables se describen en la mencionada ley: aquellos que por su naturaleza no puedan tener otra ubicación y servicios necesarios o convenientes para el DPMT: industrias marítimas, restaurantes, clubes,

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instalaciones deportivas descubiertas, instalaciones de salvamento, saneamiento y otros servicios, zonas verdes, viales, aparcamientos, paseos marítimos, campamentos, etc. De forma general, es en el DPMT donde intervienen los procesos dinámicos (erosión, transporte y sedimentación). Pero es la franja adyacente (ZSP) el lugar de concentración de usos y actividades humanas (desarrollo urbanístico, infraestructuras portuarias y viarias, industria, actividades relacionadas con el ocio y el turismo, agricultura bajo plástico, etc.). Ello constituye sin duda una amenaza para el mantenimiento y conservación del DPMT. El objetivo de este trabajo es establecer una herramienta de gestión integrada adecuada para la ZSP del DPMT, basada en todas las posibilidades que la realidad física puede ofrecer. El enfoque del estudio, encargado por la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía y desarrollado de 2004 a 2006 por la Universidad de Cádiz y la Empresa de Gestión Medioambiental de la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía (EGMASA), ha sido eminentemente práctico y aplicado.

2. METODOLOGÍA

La originalidad del modelo presentado radica en el hecho de que, para su diseño, han sido tenidas en cuenta, al mismo tiempo, las características intrínsecas de la propia ZSP y las de su DPMT asociado. El método utilizado ha consistido en definir distintos escenarios de gestión a través de la caracterización socio-ambiental de la franja costera. Para ello se ha realizado una campaña de trabajo de campo en todos los municipios litorales de la costa gaditana con el fin de determinar y describir tramos litorales homogéneos con la ayuda de cortes topográficos

representativos. Las fuentes utilizadas, además del trabajo de campo, fueron muy variadas: fotográficas (fotografía aérea oblicua y ortofotografía), planimétricas, cartográficas (urbanística y territorial), etc. A partir de los datos obtenidos y siguiendo unos criterios objetivos, la ZSP se clasificó en siete tipos y el DPMT en dos (Tabla II). Para la zonificación de la ZSP se ha tenido en cuenta principalmente la presencia de usos y actividades humanas. Y para la zonificación del Demanio Marítimo-Terrestre, se han utilizado criterios geomorfológicos, biológicos y antrópicos. Respecto a los criterios geomorfológicos en el DPMT, se han diferenciado dos tipos de unidades morfológicas atendiendo a la sensibilidad de estas ante los cambios de los agentes físicos que actúan sobre ellas y, también, a los impactos producidos por las actividades humanas. Presupone, por tanto, la existencia de un DPMT muy sensible y otro sensible:

- DPMT (A) Muy Sensible: Es aquel dominio compuesto por unidades geomorfológicas con atributos propios de áreas inestables o vulnerables. Por lo general, suelen estar formadas por materiales blandos, poco estables, fácilmente erosionables. Además se caracterizan por su baja capacidad para soportar actividades humanas. Las unidades singulares desde el punto de vista geológico son clasificadas, por su especial interés, con el grado (A) de muy sensible.

- DPMT (B) Sensible: Es el integrado por unidades con atributos propios de áreas estables o estabilizadas. En este caso son unidades morfológicas formadas por materiales duros, que son más difícilmente erosionables y tienen cierta capacidad para soportar actividades antrópicas.


365

Tabla I. CLASIFICACIÓN DEL DPMT

Unidades Morfológicas A

Muy Sensible

B

Sensible Acantilados de materiales blandos, con o sin cárcavas Escarpes de materiales blandos, con o sin cárcavas Playas naturales y seminaturales, con sistemas dunares Playas naturales y seminaturales, sin sistemas dunares Plataformas rocosas Lagunas, Marismas, Albuferas, Marjales y Estuarios Riveras fluviomarinas naturales Ramblas Acantilados de materiales duros, con playa o cala Acantilados de materiales duros, sin playa Escarpes de materiales duros Playas urbanas e industriales Rivera fluviomarinas encauzada


Como resultado de esta zonificación de la franja costera, se obtuvieron catorce escenarios de gestión. Los citados escenarios se derivan de la relación entre siete posibles categorías de ZSP y dos de DPMT. Una vez establecidos todos los escenarios se redactan criterios de gestión para cada uno de ellos. Estos criterios de gestión pretenden ser una herramienta útil y práctica para los técnicos encargados de la ZSP del DPMT. La aplicación de la herramienta permite, una vez conocida la posición geográfica de la solicitud de autorización de uso, la aplicación directa de los criterios específicos para el tipo de escenario en cuestión. De aquí

que las actividades humanas, recomendadas, permitidas o prohibidas en la ZSP, dependan en gran medida de las características del propio escenario.

4. CONCLUSIONES Y REFLEXIÓN FINAL

- La gestión de la ZSP del DPMT necesitó de manera urgente, unos criterios que hicieran más objetiva, transparente y operativa la toma de decisiones. - La zonificación expresada en el modelo es representativa de todos los tramos litorales homogéneos de Andalucía. - La herramienta ha tenido un carácter integrado en todas sus fases de elaboración. No obstante, la participación y cooperación de diferentes instituciones de la Junta de Andalucía y de la Administración General del Estado, por desgracia, no es tan frecuente como necesaria en ámbitos costeros. - Los “Criterios Técnicos de Gestión de la ZSP del DPMT” se están aplicando en la costa de la provincia de Cádiz desde el año 2005. Actualmente, se están implantando también, en todas las provincias litorales de la Comunidad Autónoma de Andalucía.

Agradecimientos: A través de estas líneas agradecemos la valiosa ayuda prestada por: Javier Gracia (Universidad de Cádiz), Federico Fernández y Juan M. Abarca (Demarcación de Costas Andalucía-Atlántico), Norberto Cobo y Juan M. Fornell (Delegación Provincial de Cádiz de la Consejería de Medio Ambiente) y Juan M. Barragán (Director del proyecto, Universidad de Cádiz).

366

TABLA II: MODELO CONCEPTUAL DE ESCENARIOS DE GESTIÓN

ESCENARIOS DE GESTIÓN

Dominio Público Marítimo Terrestre

A

MuySensible

B

Sensible

Zon

a de

Ser

vidu

mbr

e de

Pro

tecc

ión

A Áreas

Naturales

A1

Áreas Naturales de Elevada Calidad Ambiental

1 2A2

Áreas Naturales de Calidad Ambiental 3 4

BÁreas

Rurales

B1Áreas Rurales con Usos

Agropecuarios Tradicionales5 6

B2Áreas Rurales con Usos

Agropecuarios Intensivos7 8

B3Áreas Rururbanas 9 10

CÁreas

Urbanas

C1Áreas Urbanas con Frentes Residenciales Ordenados

11 12 C2

Áreas Urbanas e Industriales Consolidadas

13 14

REFERENCIAS Barragán, J.M. (2003). Medio Ambiente y

desarrollo en áreas litorales. Introducción a la Planificación y Gestión Integradas. Servicio de publicaciones de la Universidad de Cádiz, Cádiz, 301pp.

Consejería de Medio Ambiente y Urbanismo del Principado de Asturias. (1995). Directrices Subregionales de Ordenación del Territorio para la franja costera de Asturias. Servicio de Publicaciones del Principado de Asturias, Asturias, 87pp.

Consejería de Obras Públicas y Transportes. (1990). Directrices Regionales del Litoral de Andalucía, Junta de Andalucía, Sevilla.

De Andrés, J.R. y Gracia, F.J. (2000). Geomorfología Litoral. Procesos activos. Instituto Tecnológico Geominero de España, Madrid, 255 pp.

Departamento de Medio Ambiente y Ordenación del Territorio del Gobierno Vasco. (2007) Plan Territorial Sectorial de Protección y Ordenación del Litoral de la CAPV.

Viles, H y Spencer, T. (1975). Coastal problems, geomorphology, ecology and society at the coast. Arnol, London, 350pp.

RIESGOS GEOMORFOLÓGICOS


369

Metodología para la actualización de la cartografía de peligrosidad de inundación fluvial en Asturias

(NO España)

S. Anadón (1), E. Fernández Iglesias (1), R. Domínguez (1), M. Fernández Alonso (1) y M. Fernández García (1)


Abstract Methodology for updating river flood hazard mapping in Asturias (NW Spain) The anthropic changes in floodplains are very frequent, moreover in an abrupt orography such as the Asturian region where these nearly flat surfaces for the population to settle are very rare. Industrial estates, linear infrastructures and recently created constructions are developed in these floodable areas, changing water course dynamics and flood hazards. The location of this type of changes is very important in order to keep an updated river flood hazard mapping by means of detailed fieldwork using the geomorphological-historical method. Furthermore, visits during flood events are another useful tool to maintain an accurate river flood hazard zonification as they provide a direct verification of it.

Palabras clave: peligrosidad de inundación, actualización, método geomorfológico-histórico Key words: flood hazards, updating, geomorphological-historical method

1. INTRODUCCIÓN

En los años 2003-2004 se desarrolló el estudio titulado Creación de un Sistema de Información de Áreas Inundables y de Avenida Torrencial del Principado de Asturias, elaborado por el INDUROT

para PROTECCIÓN CIVIL -112 ASTURIAS-(Consejería de Justicia, Seguridad Pública y Relaciones Exteriores). En este proyecto se zonificó la peligrosidad y el riesgo frente a las inundaciones fluviales y torrenciales del territorio asturiano a escala 1:5000, considerando la frecuencia con que se producen los desbordamientos y la vulnerabilidad de los elementos expuestos.

La cartografía de la peligrosidad de inundaciones se realizó mediante el método geomorfológico-histórico (Marquínez et al., 2006), abarcando una superficie de unos 240 km2 de sistemas fluviales y una longitud de unos 1500 km.

Las llanuras aluviales en Asturias, al igual que el resto de regiones ubicadas en el NO peninsular, representan terrenos con una alta demanda de suelo debido, entre otras razones, a su topografía plana, característica escasamente representada en una región dominada por una abrupta orografía. Polígonos industriales, infraestructuras viarias y nuevas edificaciones se desarrollan en estas zonas inundables, alterando la dinámica de los cauces y la peligrosidad, no sólo de los terrenos afectados sino también de los adyacentes. Cualquier mínimo cambio introducido en la llanura aluvial va a producir una alteración en la configuración del desbordamiento (Garzón Heydt, 2006), motivo por el cual la correcta gestión de los espacios inundables requiere de una actualización de los estudios de inundabilidad a corto plazo. Por estos motivos, la Confederación Hidrográfica del Norte ha encargado una actualización de la peligrosidad frente a inundaciones fluviales en Asturias.

370

Aunque varias regiones han llevado a cabo actualizaciones de este tipo (ej: Navarra), no abundan las publicaciones que muestren la metodología o los resultados obtenidos. En el presente trabajo se muestran estos aspectos aplicados al estudio de la inundabilidad realizado en Asturias (INDUROT, 2004), al objeto de mostrar las herramientas disponibles para mejorar el método de actualización, así como la dinámica cambiante, natural y artificial, a la que están sometidas las llanuras aluviales.

2. METODOLOGÍA

El trabajo se ha estructurado en varias fases al objeto de actualizar, mejorar y validar la cartografía existente. Entre las mejoras se incluye la actualización del trazado del cauce que, en varias ocasiones, había cambiado de posición.

2.1. Identificación y estudio de cambios artificiales en el medio fluvial Se ha recopilado información en diversos sectores de la administración sobre actuaciones realizadas en el medio fluvial. Se ha observado que dicha recopilación no siempre abarca los numerosos cambios, temporales o permanentes, que se introducen en las llanuras, motivo por el cual también se han comparado imágenes de satélite de los años 2005-2006 (SPOT5) con las ortofotos SigPac y Google Maps del año 2003, cubriendo los 240 km2 de las zonas inundables previamente cartografiadas. Los cambios artificiales detectados son posteriormente analizados en campo para establecer su repercusión en la inundabilidad previamente establecida.

2.2. Visitas durante inundaciones Las observaciones en llanuras aluviales durante episodios de avenidas

representa la mejor herramienta de validación de cualquier método de análisis de inundaciones. Permite identificar los terrenos que han sido ocupados por la crecida y asimilarlos a la frecuencia de inundación determinada por su periodo de retorno. Desde el año 2003 se han producido 4 inundaciones que han sido cartografiadas en campo, observando su correspondencia con la inundabilidad previamente establecida.

Adicionalmente, desde el año 2004 el INDUROT ha continuado realizando diversos estudios en el medio fluvial asturiano por diversos encargos desde la CHN. Estos trabajos han abarcado superficies de menor extensión pero mayor detalle con respecto al proyecto previo, no sólo de análisis geomorfológico y de recopilación de datos históricos sino que en muchas ocasiones han conllevado la realización de un estudio evolutivo mediante fotos aéreas históricas, que aporta nueva información sobre la dinámica de avenidas y permiten mejorar la zonificación de inundabilidad previa.

3. RESULTADOS

En este apartado se describen los cambios que se han realizado sobre la zonificación de la peligrosidad de inundación, derivados de estudios de campo, visitas durante inundaciones, análisis de fotografías aéreas y de satélite y trabajos de peligrosidad precedentes. Para cada uno de los cambios más significativos se ha elaborado una ficha descriptiva que recoge, además de la ubicación (río, cuenca, llanura, localidad, etc.), la descripción y las causas del cambio (natural-artificial), se detalla si la zona todavía se encuentra en obras, además de incluir medidas cuantitativas de la superficie y figuras de la zonificación antes y después de la actualización (Figura 1).


371

Fig. 1. Modificación de las diferentes categorías de peligrosidad debido a rellenos y excavaciones ligadas a una nueva infraestructura viaria (las flechas señalan las llanuras alteradas).

3.1. Cambios artificiales en la llanura aluvial Los principales cambios artificiales identificados en las llanuras aluviales están relacionados con la construcción de infraestructuras viarias, rellenos asociados y canalizaciones.

3.1.a Cambios debidos a rellenos antrópicos Cada uno de los cambios artificiales ha sido visitado en campo para valorar su repercusión en las categorías de peligrosidad previamente establecidas.

Los rellenos artificiales sobre la superficie inundable generan cambios en la zonificación dependiendo, entre otros aspectos, de su envergadura y ubicación respecto al cauce. En su mayoría disminuyen la inundabilidad previamente establecida (Figura 1), aunque no siempre tienen la envergadura suficiente como para provocar cambios en la categoría de peligrosidad.

En total se han cartografiado unas 100 ha de diversos tipos de rellenos que suponen el 0.56% del total de la superficie aluvial. Según estos datos, se obtiene que, como mínimo, de entre 30

a 40 ha de terrenos aluviales sufren anualmente rellenos que provocan una reducción de, al menos, una categoría de peligrosidad. Aunque este cambio puede ser desde la categoría Muy frecuente (T=10 años) a la Frecuente (T=50 años), han sido numerosos los cambios entre otras categorías e incluso, han llegado a eliminar totalmente la inundabilidad de los terrenos.

Aunque los rellenos identificados son muy recientes, en el caso más antiguo de unos 4 años, en determinadas situaciones ya se han comenzado a ver desequilibrios en la posición del cauce. La eliminación de espacio aluvial, necesario para amortiguar la energía y la carga de las avenidas, provoca una concentración de flujo en los tramos adyacentes que induce, como se ha observado en varios puntos, la generación de orillas netamente erosivas.

3.1.b Cambios debidos a canalizaciones En el presente estudio se han identificado unos 20 km de nuevas canalizaciones, en su mayoría mediante escolleras y generalmente ubicadas en tramos urbanos y polígonos industriales. El objetivo de estas infraestructuras es

372

reducir la inundabilidad y fijar las orillas de los cauces, cuyos efectos son comparables a los descritos en el apartado anterior.

3.2. Cambios deducidos tras visitas a inundaciones Las inundaciones visitadas se corresponden con los eventos acaecidos en octubre del año 2005, noviembre del año 2005 y febrero de los años 2006 y 2007. Según los datos de caudal disponibles y los análisis realizados, representan eventos cuyo periodo de retorno es inferior a 10 años. En consecuencia, las vegas inundadas por estas avenidas deberían estar clasificadas en la categoría de inundabilidad Muy frecuente.

En total se han recorrido 13 km2 de llanuras afectadas por las inundaciones descritas, observándose que el 85% estaban zonificadas en la categoría Muyfrecuente. En un 12% de superficie se observó que la inundación afectaba a terrenos tipificados como Frecuente yen el 3% restante afectó a otras categorías de inundación. En los casos en el que la avenida afectó a terrenos tipificados en otras categorías diferentes a la Muy frecuente, se procedió a actualizar la cartografía con esta nueva información. En dos zonas muy puntuales las inundaciones afectaron a terrenos clasificados en categorías de peligrosidad más bajas, en relación con un funcionamiento anómalo del desbordamiento inducido por elementos artificiales.

4. CONCLUSIONES

Por un lado los datos expuestos anteriormente reflejan que el método geomorfológico-histórico aplicado muestra una alta fiabilidad para eventos muy recurrentes, los de mayor interés para la gestión del riesgo. Por otro lado, también se pone de manifiesto que,

aunque los cambios artificiales no hayan ocupado una superficie importante de las zonas inundables, la necesidad de actualización de la peligrosidad debe representar una prioridad a corto plazo en la gestión del riesgo, dada la repercusión que pequeños cambios pueden tener en los patrones de la inundabilidad.

Agradecimientos El presente estudio ha sido realizado dentro del Convenio CN-07-026 suscrito entre la Confederación Hidrográfica del Norte y el INDUROT (Universidad de Oviedo). Agradecer la participación en el estudio al equipo de geomorfología del INDUROT.

REFERENCIAS

Garzón Heydt, G. (2006). La importancia de la escala y los elementos representables en la cartografía geomorfológica fluvial. En Díez, A., Lain, L. y Llorente, M. (Eds.): Mapas de peligrosidad de avenidas e inundaciones: Métodos, experiencias y aplicación. Publicaciones del IGME. Serie: Medio Ambiente. Riesgos Geológicos, Madrid. 7:159-168.

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

Marquínez, J., Lastra, J. y Fernández, E. (2006). Metodología utilizada para cartografiar la peligrosidad de inundaciones en las cuencas del Norte. En Díez, A., Lain, L. y Llorente, M. (Eds.): Mapas de peligrosidad de avenidas e inundaciones: Métodos, experiencias y aplicación. Publicaciones del IGME. Serie: Medio Ambiente. Riesgos Geológicos Madrid. 7:125-141.


373

Evaluación de los impactos climáticos y antrópicos en la hidrología de paleoinundaciones del río Guadalentín

G. Benito (1), M. Rico (2), Y. Sánchez-Moya (3), A. Sopeña (3), V. R. Thorndycraft (4) y M. Barriendos (5)

(1) Instituto de Recurso Naturales, CSIC, Serrano 115 bis, 28006 Madrid. [email protected] (2) Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza (3) Instituto de Geología Económica, CSIC-Universidad Complutense, 28040 Madrid (4) Department of Geography, Royal Holloway, University of London, Egham, Surrey, TW20 0EX, U.K. (5) Departament d'Història Moderna, Universitat de Barcelona, c/ Montalegre 6, 08001 Barcelona

Abstract Assessing the climatic and human impacts on the palaeoflood hydrology of the Guadalentin River Flood frequency and magnitude of the upper Guadalentín River has been reconstructed using geological evidence combined with one dimensional hydraulic modelling, and supported with records from documentary written sources at Lorca (lower Guadalentin catchment). The stratigraphic record identifies four main phases of increased flood frequency: 1) at least ten floods (with minimum discharge estimates of 15-580 m3s-1) occurred ca. AD 950-1200; 2) three floods (580-680 m3s-1), with the earliest dated to ca. 1450-1650 cal. AD, most probably the 1568, 1651 and 1653 events; 3) one flood (730 m3s-1) dating from AD 1630-1890, most probably related to AD 1733; and 4) five floods from 1830-1900 (760-1035 m3s-1).The palaeoflood and historical flood information point out to an increase in the flood frequency and magnitude between AD1830-1880 which can be attributed to climate variability accentuated by intensive deforestation and land use practices during the first decades of the 19th century.

Palabras clave: Hidrología de paleocrecidas, crecidas históricas, cambio climático, cambio ambiental Key words: Palaeoflood hydrology, documentary records, Climate Change, environmental change

1. INTRODUCCIÓN

De acuerdo con el informe del IPCC 2007, existe una gran incertidumbre acerca de los posibles impactos que el Cambio Climático pueda tener en la magnitud y frecuencia de las crecidas fluviales. Sin duda, la mayor limitación deriva de la falta de registros hidrológicos suficientes en el tiempo y en el espacio. Esta ausencia impide establecer posibles relaciones con cambios climáticos y/o ambientales. Sin embargo, los registros sedimentarios de paleocrecidas permiten ampliar este registro hacia el pasado, incluso hasta varios miles de años, aunque es cierto que en la mayor parte de los casos estudiados hasta la fecha, resulta difícil discernir si las modificaciones en magnitud y frecuencia registradas corresponden a cambios climáticos y/o

a modificaciones en el uso del suelo de las cuencas (Thorndycraft et al., 2004). En este trabajo se aborda la reconstrucción de la frecuencia y magnitud de las crecidas en la cuenca alta del río Guadalentín durante el último milenio, tomando como base los registros de carácter sedimentario y geomorfológico, así como los datos históricos disponibles. La interpretación de todos estos registros en el contexto de los cambios climáticos y de uso del suelo, permite profundizar en la respuesta hidrológica de esta cuenca mediterránea al Cambio Global.

2. AREA DE ESTUDIO

La zona de estudio se localiza en la cuenca alta del río Guadalentín, en la confluencia de la Rambla Mayor (162 km2) con el Río Caramel (210 km2). En

374

esta confluencia el río se encaja en las calizas del Jurásico formando un cañón rocoso de 15-30 m de anchura, paredes de 40 m de altura, y lecho de gravas. Este estrechamiento favorece la acumulación de depósitos de inundación en zonas de remanso (slackwater flood deposits), formando bancos a la entrada del cañón, rellenando pequeñas cavidades, y en acumulaciones dispersas aguas arriba de algunos afluentes.

El estudio de paleocrecidas se ha basado en la estratigrafía de los depósitos de remanso, su datación mediante radiocarbono, y en la utilización de las unidades descritas como indicadores de calado mínimo de las crecidas. La estimación de caudal asociado a los niveles de crecida se ha obtenido mediante el modelo hidráulico HEC-RAS, habiéndose realizado un levantamiento topográfico muy detallado (GPS y estación total) a lo largo de 1800 m, con 20 secciones transversales a la dirección de flujo de crecida. Se han consultado, igualmente, diversos documentos del Archivo Municipal de Lorca (AML), del Archivo Municipal de Murcia, y del Archivo Catedralicio de Murcia que han permitido establecer una cronología detallada de las crecidas históricas y sus impactos socio-económicos en Lorca para los últimos 500 años.

3. RESULTADOS

Depósitos de paleocrecidas En los depósitos de remanso se han descrito nueve perfiles estratigráficos. El registro más completo resulta de la combinación de los perfiles ES1 y ES2, y corresponde a un banco de arenas y limos, de hasta 7 m de espesor, situado en la margen derecha del río Caramel, a unos 150 m de la entrada del cañón rocoso. En estos perfiles, claramente correlacionables, se han diferenciado al

menos 24 unidades de crecida depositados en los últimos 1000 años (Fig. 1).

Los primeros 10 niveles presentan escasa potencia y texturas de arena fina y muy fina. Las dataciones por radiocarbono han determinado edades de 890-1160 cal. AD y 1000-1210 cal. AD (Fig. 1), lo que sugiere un periodo de frecuente generación de crecidas de escasa magnitud. Estos niveles quedan cubiertos por depósitos de ladera que representan un hiato por lo menos 250 años (Fig. 1). El perfil continúa con una secuencia compuesta por 3 niveles de crecida (el inferior datado como 145-1650 cal. AD), que al igual que en primer bloque presentan textura de arena fina y muy fina. Esta secuencia queda cubierta por depósitos de ladera de 42 cm de espesor, indicando un segundo hiato en la acumulación de los depósitos de crecida. La parte superior de la secuencia representa 9 niveles de crecida, con edades de radiocarbono en la base de 1630-1890 cal AD (81.5% probabilidad) y una intermedia de 1815±80 cal AD. El nivel superior fue depositado con toda probabilidad por la crecida de 1973. Se han reconocido diversos indicadores de calado (arenas y restos vegetales) de esta última crecida de 1973 que se sitúan a unos 3 m por encima del nivel culminante de la sección ES2.

Las secuencias sedimentarias descritas en los perfiles ES1 y ES2 se pueden interpretar en términos de energía del flujo y carga de sedimento en suspensión. Las características sedimentológicas de los depósitos más antiguos, con textura de arena fina y muy fina, escasa potencia, y estructuras dominadas por laminación paralela y masiva, son indicativas de crecidas de escasa magnitud, baja carga de sedimento, o una posición alejada del cauce principal del río. Por el contrario,


375

la secuencia final de ES2 muestra texturas de arena media, gruesa y muy gruesa, potencias de hasta 50 cm y estructuras sedimentarias indicativas de muy alta energía.

En particular, las unidades 17, 21 y 22 comprenden una superficie erosiva sobre la que se acumulan arenas gruesas y muy gruesas con laminación paralela, y formas de fondo tridimensionales, en ocasiones de tipo hummockyinterpretadas como antidunas, que culminan con arenas de grano fino bioturbadas. Esta secuencia sedimentaria se han interpretado como generada por crecidas extremas con una velocidad elevada (>1 ms-1), incluso en estas zonas de remanso (Allen, 1984). Las unidades 23 y 24 contienen laminación paralela y climbing ripplesen fase o en deriva desarrollados en texturas de arena media o gruesa. Los climbing ripples en deriva se producen en condiciones de velocidad elevada pero menor tasa de agradación que los que están en fase. Las dos rupturas en la sedimentación de crecidas, durante las cuales tuvo lugar la deposición del

material de ladera, se han interpretado como evidencia de la falta de eventos extremos durante esos periodos.

Los caudales mínimos obtenidos del modelo hidráulico (Fig.1), presentan incertidumbre dado que el lecho del cauce está compuesto por gravas. Igualmente se ha podido constatar que para la crecida de 1973 existen numerosas evidencias de calado máximo que proporciona una estimación de caudal de 1615 m3s-1, lo que supone un caudal 35% superior al mínimo estimado con los depósitos de remanso en ES2.

Evidencias documentales Entre 1500 y 1900 se han registrado 31 eventos de crecida en el AML que corresponden a: 15 ordinarias, 7 extraordinarias y 6 catastróficas. Su distribución temporal muestra tres periodos con frecuencia anómala: 1648-1672, 1769-1802 y 1860-1900 AD, correspondiendo al último periodo los más catastróficos.

Fig. 1. Vista general del perfil Estrecho 2 (ES2) y su interpretación estratigráfica con indicación de los caudales mínimos requeridos para su deposición.

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4. DISCUSION

Los registros estratigráficos y documentales correspondientes al último milenio permiten identificar cuatro fases con aumento en la frecuencia de las crecidas: (1) al menos diez eventos (con caudal mínimo de 15-580 m3s-1) ocurridos en 950-1200 cal. AD; (2) tres eventos (580-680 m3s-1)con el más temprano datado en 1450-1650 cal AD; (3) un evento (730 m3s-1)datado como AD 1630-1890; (4) cinco crecidas entre 1830-1900 (760-1035 m3s-1). Igualmente, se reconoce el registro de dos niveles de crecidas que podrían corresponder a los eventos catastróficos de 1941 y 1973.

La concentración de las crecidas en determinados periodos se puede interpretar como respuesta a la variabilidad del clima por alteración de los patrones de precipitación intensa capaces de generar inundaciones, y/o bien como efecto del cambio en el uso del suelo, y por tanto, de las condiciones de generación de escorrentía y sedimento. La historia ambiental de la Provincia de Almería (García Latorre et al., 2001) indica que los cambios más dramáticos en el uso del suelo tuvieron lugar durante la primera mitad del siglo XIX. Efectivamente, en la Provincia de Almería se pasó de una densidad de población de 15 hab./km2 y 16% de uso del suelo en 1750 AD, a una población de 36 hab./km2 y 25-30% de uso de tierra en 1860 AD. Este cambio ambiental acelerado supuso la masiva deforestación de millones de árboles (Pinus y Quercus), y la puesta en cultivo de tierras marginales. La historia ambiental encaja con los cambios detectados en las condiciones paleohidrológicas de las secuencias de inundación a partir de 1830, donde se constata un incremento en la frecuencia de los eventos de avenida, mayor

potencia de los niveles (resultado de mayor disponibilidad de sedimento), de la energía asociada a las unidades de crecida (aumento de los tamaños de grano, y estructuras sedimentarias tipo hummocky). La coincidencia de este periodo con la última fase fría de la Pequeña Edad del Hielo (PEH), y su reflejo en el aumento de las crecidas severas en otros ríos mediterráneos (Barriendos y Rodrigo 2006), apunta al clima como principal factor de control, y a los cambios de uso del suelo como elemento amplificador de la respuesta hidrológica (aumento del exceso de escorrentía y carga de sedimento).

En relación con el resto de los periodos descritos por presentar un aumento en el número de crecidas, se tiene constancia de su coincidencia con los indicados en otras cuencas peninsulares, por lo que parecen responder a un comportamiento anómalo del clima a nivel regional.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado pro los proyectos WADE (GOCE-CT-2003-506680), PALEOCAP (CICYT: REN2001-1633-RIES), y PALEOREC (CICYT: CGL2005-01977/HID).

REFERENCIAS Allen, J.R.L., 1984. Sedimentary structures.

Their character and physical basis. Dev. Sedimentol. 30, 593 pp.

Barriendos, M., Rodrigo, F.S. (2006). Study on historical flood events of spanish rivers using documentary data. Hydrol. Sc. Journal, 51 (5), 765-783.

Garcia, J.G., Garcia, J., Sanchez, A.S. (2001). Dealing with aridity: socio-economic structures and environmental changes in an arid Mediterranean region. Land Use Pol., 18, 53-64.

Thorndycraft, V.R., Benito, G., Rico, M., Sopeña, A., Sánchez-Moya, Y., Casas-Planes, A., (2004). A Late Holocene Paleoflood record from slackwater flood deposits of the Llobregat River, NE Spain. Journal Geological Society of India, 64 (4), 549-559.


377

Aspectos geomorfológicos en la modificación del Reglamento del Dominio Público Hidráulico y el

Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables

J. Marquínez (1), A. Díez (2), E. Fernández (3), J. Lastra (4), y M. Llorente (2)

(1) Confederación Hidrográfica del Norte (Ministerio de Medio Ambiente), Oviedo. (2) Instituto Geológico y Minero de España (Ministerio de Educación y Ciencia), Madrid (3) INDUROT, Universidad de Oviedo, Oviedo. Correo electrónico: [email protected] (4) Aguas de la Cuenca del Norte, S.A., Oviedo.

Abstract Geomorphological features within the revision of the Spanish Hydraulic Public Domain (RDPH) and the National Cartographic System on Flood Zones

The recently entry into force of the revision of the Spanish Hydraulic Public Domain Regulation (RDPH) includes several references to geomorphological features such as criteria for delimiting certain elements defined within the Hydraulic Public Domain, such as the natural channel or flood prone areas, and the possibility of augmenting the “restrains area” (zona de policía) including the flood way. Geomorphological data and methodologies will also be taken into account for the development of the National Cartographic System on Inundation Zones, thought of to gather all cartographic efforts for the EU Directive on Floods. These amendments are a challenge for the community of geomorphologists, as well as a responsibility to provide the scientific criteria needed in order to efficiently accomplish the objectives.

Palabras clave: geomorfología, inundaciones, cauce, ribera, margen, RDPH, SNCZI Key words: Geomorphology, flood, channel, riverland, fringes, RDPH, SNCZI

1. INTRODUCCIÓN

El miércoles 16 de enero de 2008 se publicó en el Boletín Oficial del Estado (número 14, páginas 3141-3149) el Real Decreto 9/2008, de 11 de enero, por el que se modifica el Reglamento del Dominio Público Hidráulico (en adelante, RDPH), aprobado por el Real Decreto 849/1986, de 11 de abril. El nuevo Real Decreto 9/2008 se compone de un artículo único, en el que se modifica el título del RDPH, se cambia la redacción de varios de sus artículos (4, 6, 7, 9 y 14) y se añade un nuevo título (VII, De la seguridad de presas, embalses y balsas). Los artículos modificados tratan sobre la definición del álveo o cauce natural (Art. 4), la zonación de las riberas y márgenes (Art. 6), sus fines y

limitaciones de uso (Arts. 7 y 9.1), la delimitación de la zona de flujo preferente (Art. 9.2), las zonas inundables y el nuevo Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables (en adelante, SNCZI; Art. 14). La mayor parte de estos artículos en los que se ha cambiado la redacción, contienen múltiples alusiones a las características, criterios y métodos geomorfológicos para la determinación y delimitación de los elementos y zonas; además de diversas menciones a aspectos de la dinámica fluvial y los procesos asociados (transporte de carga sólida). El objetivo de este trabajo es destacar los aspectos geomorfológicos contenidos en la modificación del RDPH y el SNCZI, haciendo partícipe a la comunidad científica del campo de la

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Geomorfología de las nuevas oportunidades y retos que se abren con su publicación; e incitar a una reflexión y discusión sobre la responsabilidad que conllevan estas tareas asignadas, y la necesidad de hacer una apuesta comprometida por realizarlas de forma eficaz y objetiva.

2. LA GEOMORFOLOGÍA EN LA DETERMINACIÓN DEL CAUCE

El antiguo Real Decreto 849/1986 que regulaba el RDPH, y que ha estado vigente durante casi los últimos 22 años, únicamente contenía una referencia a los temas geomorfológicos al objeto de la delimitación del dominio público hidráulico (Art. 240.2) como un criterio “coadyuvante” de la zona ocupada por la máxima crecida ordinaria (en adelante, MCO). De esta forma quedaba claro que existía un criterio de determinación principal (el hidrológico-hidráulico), y otros complementarios o adicionales (“...la observación del terreno y de las condiciones topográficas y geomorfológicas (…) y, en general, cuantos datos y referencias resulten oportunos”) cuyo empleo no era de obligado cumplimiento. Los criterios hidrológico-hidráulicos contaban con la ventaja de ser cuantificables numéricamente, lo que aparentemente les otorgaba una mayor objetividad y facilidad para ser soportados jurídicamente; por el contrario, los otros criterios (geomorfológicos, ecológicos, históricos ...) eran tildados de cualitativos y subjetivos, a pesar de que a diferencia de los anteriores, se basan en evidencias empíricas y no en artificios estadísticos. Consecuencia de esta definición de cauce, los diferentes planes y proyectos para la delimitación del DPH, como el conocido LINDE (Villarroya y Sánchez, 2006) han volcado sus esfuerzos en la aplicación de métodos hidrológico-hidráulicos, lo que ha producido no

pocos problemas técnicos y logísticos. Salvo casos excepcionales, se dejaba en manos de las empresas y consultoras adjudicatarias de la delimitación, el empleo o no de estos criterios complementarios o adicionales, que en el mejor de los casos quedaban restringidos al examen de fotografías aéreas antiguas, rudimentarios esquemas geomorfológicos, o recorridos de campo de algunos tramos. El propio legislador se hace eco de estos problemas, cuando en el preámbulo del nuevo Real Decreto dedica un párrafo a ello: “La definición de cauce natural establecida en el vigente Reglamento, basada en el concepto de máxima crecida ordinaria, se ha mostrado claramente insuficiente en numerosas situaciones, por lo que resulta imprescindible que los cauces naturales se definan no sólo a partir de criterios hidrológicos, sino atendiendo también a otras características, como las geomorfológicas, las ecológicas y teniendo en cuenta las referencias históricas disponibles”.La modificación que introduce el nuevo Real Decreto 9/2008 en el artículo 4, en parte motivada por las nuevas directivas europeas ambientales, incorpora las características geomorfológicas, fotográficas, cartográficas e históricas, al menos en igualdad de condiciones que las hidrológicas e hidráulicas para la determinación del cauce natural (Art. 4.1); incluso coloca las características geomorfológicas en primer lugar en la redacción. Esta modificación supone un cambio significativo respecto a la situación anterior, aunque sin entrar en contradicción con el artículo 4 del texto refundido de la Ley de Aguas, ya que mantiene la definición de la MCO (Art. 4.2), pero indicando que “... tengan en cuenta lo establecido en el apartado 1”.Sin embargo, de todos es sabido que la delimitación del cauce con criterios geomorfológicos no es una cosa banal, salvo contadas ocasiones de tramos muy


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simples entre escarpes de orillas; cuando son ríos complejos, existen diferentes términos para los caudales asociados al cauce, como caudal generador, caudal formador, caudal de bancos llenos, caudal de aguas altas, que no son exactamente sinónimos de la MCO y que conviene clarificar.

3. LA GEOMORFOLOGÍA EN LA ZONACIÓN DE RIBERAS Y MÁRGENES

También el antiguo Real Decreto del RDPH presentaba serias deficiencias en la delimitación de zonas dentro de las riberas y márgenes. Desde el principio, la comunidad científico-técnica criticó el sinsentido de la delimitación exclusivamente métrica de las zonas de servidumbre (5 m) y policía (100 m), con independencia de la magnitud de la corriente y su dinámica. En este sentido, de nuevo la modificación del RDPH viene a matizar dicha delimitación, incorporando cierta racionalidad, una vez más sin entrar en conflicto con el texto refundido de la Ley de Aguas. Ya el preámbulo justifica esta modificación en la necesidad de que estas zonas sirvan, además de proteger el DPH, para prevenir el deterioro de los ecosistemas acuáticos y proteger el régimen de las corrientes en avenidas. Este último aspecto se consigue “... favoreciendo la función de los terrenos colindantes con los cauces en la laminación de los caudales y carga sólida transportada” (Art. 6.3); en la que quizás sea la primera y única mención al papel de la carga sólida en nuestra legislación de aguas, a pesar de su importancia en la mayor parte de las avenidas torrenciales que causan víctimas mortales en nuestro país. Por ello plantea la posibilidad de ampliar los 100 m de anchura de la zona de policía cuando sea necesario para la seguridad de las personas y bienes. Esta posibilidad se materializa con la nueva

incorporación de la zona de flujo preferente, envolvente de la vía de intenso desagüe (definida en el nuevo reglamento de forma semejante al floodway de la FEMA en los EEUU) y la zona de inundación peligrosa para las personas (según rangos de calado y velocidad). Esta delimitación, aunque no del todo satisfactoria puesto que no deja de ser un artificio matemático de límites numéricos arbitrarios y basado en modelos hidrológico-hidráulicos de dudosa precisión, suele tener una muy buena correlación con elementos geomorfológicos muy bien caracterizables empíricamente, como la envolvente del cinturón de meandros o de aquellas zonas donde las avenidas generan formas erosivas y sedimentarias.

4. LA GEOMORFOLOGÍA EN LA DETERMINACIÓN DE LAS ZONAS INUNDABLES

Al igual que ocurría con la definición de cauce natural o álveo, las zonas inundables en el antiguo RDPH venían determinadas única y exclusivamente con criterios hidrológico-hidráulicos: “... los niveles teóricos que alcanzarían las aguas en las avenidas cuyo periodo estadístico de retorno sea de quinientos años..”(Art. 14.3). De esta delimitación han derivado consecuencias parecidas a las ya referidas para el cauce, tanto en el ámbito técnico como práctico. La modificación del RDPH mantiene la citada definición de la zona inundable, pero añade “... atendiendo a estudios geomorfológicos, hidrológicos e hidráulicos, así como de series de avenidas históricas y documentos o evidencias históricas ...” (Art. 14.1). De forma análoga a como se hace con el cauce, se equiparan los estudios geomorfológicos a los hidrológicos e hidráulicos, e incluso se anteponen en la redacción. Esto no debe significar, al contrario de lo que se venía haciendo

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hasta ahora, que unos primen sobre otros sino, como dice el artículo, se tomará la decisión que resulte más adecuada según la problemática y la información disponible. Tampoco debe conllevar que cada estudio de zonas inundables sea una recopilación inconexa de los diferentes estudios, que sin relación entre ellos se apilen en sucesivos mapas y anexos. Lo ideal es que estos métodos y criterios se integren, complementen y combinen, como ya existen experiencias prácticas desde hace décadas (Lastra et al., 2008).

5. LA GEOMORFOLOGÍA EN EL SNCZI

El apartado 3 del artículo 14 de la modificación del RDPH recoge la aparición del Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables, que viene a sustituir e integrar buena parte de las actividades del proyecto LINDE y otros semejantes (Yagüe, 2007). Para llevar a cabo el diseño del Sistema y el seguimiento de su desarrollo, el Ministerio de Medio Ambiente, a través de la Dirección General del Agua, inicia en el año 2005, con un grupo de trabajo interno sobre inundaciones, las necesarias modificaciones de la Ley de Aguas y de su normativa en lo referente al DPH y a la gestión de las zonas inundables. Este equipo de trabajo es el responsable de la redacción de los borradores del Real Decreto 9/2008, aprobado el 11 de enero. En el año 2006 el grupo fue ampliado incorporando otros representantes del propio Ministerio de Medio Ambiente (DGA, CC.HH., SGTB...), otros organismos de la AGE y universidades (CEDEX, IGME, DG Costas, DGPCE, INDUROT...) Su objetivo es realizar el seguimiento de la implantación de la Directiva Marco del Agua y asesorar a los representantes españoles en materia de la nueva Directiva de Gestión del Riesgo de Inundaciones, y diversos

grupos europeos de trabajo (EXCIMAP, EXCLUP...). Este Grupo se encargará de redactar la guía metodológica y de recomendaciones para la elaboración de los nuevos estudios de delimitación de la zonación aquí propuesta. Los primeros borradores de esa guía y de los pliegos técnicos para los concursos de ejecución de los trabajos, tienen un apartado específico donde se incorporan múltiples fuentes de datos, criterios y métodos geomorfológicos, siguiendo el espíritu de la modificación del RDPH.

Agradecimientos A todos los técnicos del Ministerio de Medio Ambiente y otros organismos que han intervenido en estos grupos, a los que podemos considerar partícipes directos de esta comunicación. La participación de varios de los autores en este trabajo ha sido financiada a través de la Encomienda de gestión suscrita entre el IGME y la DGA, y el Convenio para el asesoramiento al SNCZI entre el INDUROT y la DGA (Ministerio de Medio Ambiente).

REFERENCIAS

Lastra, J., Fernández, E., Díez, A. y Marquínez, J. (2008). Flood hazard delineation combining geomorphological and hydrological methods: an example in the Northern Iberian Peninsula. Natural Hazards. 45: 277-293.

Villarroya, C. y Sánchez, F.J. (2006). La delimitación del dominio público hidráulico y las zonas inundables en el Proyecto Linde. En Díez, A., Laín, L. y Llorente, M. (Eds.): Mapas de peligrosidad de avenidas e inundaciones. Métodos, experiencias y aplicación. Publicaciones del IGME, Serie Medio Ambiente, Riesgos Geológicos nº 7, Madrid. 65-72.

Yagüe, J. (2007). El Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables. Jornadas sobre Gestión de Zonas Inundables, Gijón, 12 y 13 de noviembre de 2007. DGA (MMA).


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Funcionamiento de una zona de inflexión o knickpoint asociado con distintos niveles de crecida

J.A. Ortega (1) y G. Garzón (1)

(1) Departamento de Geodinámica, Universidad Complutense de Madrid, [email protected]

Knickpoint processes in relation to changing flood frequency Knickpoints are interesting areas for the study of bedrock river channel incision and backwards erosion. Stream power analysis resulting from hydraulic modelling of floods on a bedrock river canyon, allows us to establish different responses of energy dissipation according to the position on channel cross section. Maximal expected floods have been established by means of Slackwater Deposits analysis. Medium and lower magnitude floods were recorded in a gauge station located in studied reach.

Palabras clave: punto de inflexión, frecuencia de crecidas, río Guadiana, Pulo do Lobo Key words: knickpoint, flood frequency, Guadiana River, Pulo do Lobo

1. INTERES DEL ESTUDIO DE LOS KNICKPOINTS

Una de las formas para realizar un cambio del gradiente longitudinal en los cauces en roca son los saltos bruscos en el lecho denominados puntos de inflexión o knickpoints (Wohl, 1999). Estos elementos suelen tomar la forma de cascadas debidas a un escalón pronunciado en el lecho del río o bien una zona con sucesivos saltos menores. Dicha morfología supone un desequilibrio puntual que migra erosionando aguas arriba con tendencia en el tiempo a rebajar el ángulo dentro del perfil longitudinal. Además, su presencia suele estar favorecida por la existencia de capas resistentes o fracturas. Según Stein y Julien (1993), la migración de estos puntos es diferente en función del elemento control (litología o fracturación). En el primer caso, la cabecera migra manteniendo el escalón vertical. En el segundo, las cabeceras van migrando hasta suavizar o aplanar el resalte cuando la erosión progresa aguas arriba. Cuando se presentan en material homogéneo o masivo, Gardner (1983) explica su formación por descenso del nivel de base. El flujo se concentra en la zona

del knickpoint y su anchura decrece en el resto de la sección, pero la velocidad, profundidad y esfuerzo de cizalla se incrementan resultando finalmente en el rebajado gradual del salto. Como señalan La erosión en el knickpoint se ve muy favorecida por la presencia de marmitas en la cabecera del salto (Young, 1985 y Bishop y Goldrick, 1992). La zona de inflexión se subdivide en varios sectores (Holland y Pickup, 1976): un tramo de depósito aguas arriba, tramo de alta pendiente en graderío previo al salto, zona del salto y tramo con incisión profunda, pero parcialmente cubierto de sedimentos. Los puntos de inflexión pueden preservarse durante cientos o miles de años hasta que la zona consigue ajustar su perfil por acción remontante al descenso del nivel de base (Holland y Pickup, 1976, Miller, 1991, Wohl et al., 1994).El presente trabajo, desarrollado en el tramo de Pulo do Lobo (Fig.1) dentro del tramo del río Guadiana (cuenca baja) que discurre en Portugal, tiene como objetivo relacionar la morfología existente con las crecidas y su magnitud, energía disponible (potencia fluvial ó stream power) calculada mediante la modelización hidráulica del

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tramo mediante HEC-Ras y los efectos en la configuración morfológica del tramo.

Fig. 1. Situación de la zona de estudio dentro de la cuenca del río Guadiana.

2. LA ZONA DE ESTUDIO

Se ha estudiado el comportamiento del punto de inflexión denominado Pulo do Lobo, una cascada de 16 m de altura en el río Guadiana. En el tramo existe una peculiar configuración (Fig.2), consistente en una plataforma rocosa con baja pendiente, que actúa de llanura de inundación, una zona superior poco canalizada y de alta pendiente, donde el flujo se acelera hasta llegar a la cascada, donde se sitúa el punto de inflexión, y comienza aquí el canal interno o incisión en la plataforma con una continuidad de varios kilómetros y baja pendiente. A lo largo del tramo el valle tiene alta pendiente en las laderas e incluso existe una constricción al flujo por estrechamiento de los márgenes. En esta zona se han reconocido varios niveles de paleocrecidas que han sido datadas (Ortega y Garzón, 2003 y Ortega, 2007), además también se han analizado los eventos históricos y el registro foronómico en la estación de Pulo do Lobo (27L/01), que se encuentra dentro del tramo de estudio y con una longitud de registros continuos de caudal máximo instantáneo de 66 años (1941-act.). Esto nos ha permitido tener un control de los distintos episodios de crecida, además de tener una buena representación de todas las magnitudes de crecida.

Fig. 2. Imagen de una crecida de magnitud media (dic-1997, 7.200 m3/s) e imagen de una situación

habitual, con el profundo canal interno aguas debajo de la zona de inflexión.

3. FUNCIONAMIENTO DE LA ZONA DE INFLEXIÓN DURANTE CRECIDAS

Del análisis paleohidrológico de depósitos de remanso junto con la datación de algunos eventos de gran magnitud se han obtenido los caudales máximos de dichas crecidas. Se ha modelizado mediante el programa de cálculo hidráulico HEC-Ras tres tipos de crecidas: de alta magnitud (considerando la mayor de las crecidas estudiadas en la zona, la de diciembre de 1603, con un caudal máximo de 11.000 m3/s), de magnitud media (considerando el evento de diciembre de 1997 que alcanzó una punta de 7.200 m3/s aforado en la estación de Pulo do Lobo), y por último, las crecidas de magnitud baja (considerando aquellas que suponen una situación bankfull, esto es, cercanas a los 2.500 m3/s). El canal lleno lo hemos obtenido para el perfil más bajo, donde el canal interno se recubriría por completo. Este valor


383

supone el caudal máximo instantáneo medio en la estación de Pulo do Lobo. Los distintos niveles de crecida analizados y modelizados mediante

HEC-Ras ofrecen resultados en cuanto a la potencia fluvial o energía liberada en la zona de inflexión que se detallan a continuación.

Zona de KP

Canal interno constricción

0

5000

10000

15000

20000

25000

98.

75 8.5

8.25 8

7.6

7.3 7

6.75 6.

56.

25 65.

65.

3 54.

75 4.5

4.25 4

3.6

3.3 3 2

1.75 1.

51.

25 10.

60.

3 0

Profile number

Str

eam

Po

we

r (W

.m-2

)

Maximum flood in channel

Maximum overbank flood

1997 flood in channel

1997 overbank flood

Bankfull flood in channel

Banfull flood overbank

Fig. 3. Valores de la potencia fluvial desarrollados durante distintas crecidas de diferente magnitud y su respuesta en el canal y márgenes del río. Las flechas y estrellas sitúan elementos importantes tales como estrechamientos o el

punto de inicio y final de la zona de inflexión, así como el canal interno.

La potencia fluvial. Energía liberada en la zona de inflexión El cambio en los valores de la potencia fluvial depende en gran medida del distinto caudal circulante durante las avenidas, pero también de la configuración morfológica del tramo, es decir si estamos en el canal o en las márgenes o si existen cambios en los elementos morfológicos. En general, a lo largo de todo el perfil la potencia fluvial presenta modificaciones en su valor que representan cambios en el perfil longitudinal, los más notables son la zona de estrechamiento o constricción, y el punto de inflexión (Fig. 3). Ambas zonas muestran un aumento de esta variable, especialmente en el punto de inflexión. Los valores de la potencia fluvial decrecen conforme se desciende por el knickpoint hasta llegar al canal interno, donde la energía disminuye por disipación en el salto. El canal interno representa la degradación del salto con apertura progresiva de ambas márgenes aguas abajo, hasta llegar a desaparecer poco antes de su desembocadura. El canal interno puede

servir de indicador para conocer el grado de retroceso del punto de inflexión. Si analizamos los resultados en la potencia fluvial en relación con los tres eventos modelizados observamos que, para crecidas de alta magnitud (1603) el modelo ofrece un valor algo menor de 20.000 W m-2 en la zona de knickpoint y para el canal, mientras que en las márgenes los valores son mucho menores, de unos 5.000 W m-2. Si observamos los resultados para una crecida de magnitud media (1997) los valores en el canal en la zona de inflexión son de unos 12.000 W m-2 y en los márgenes de unos 3.000 W m-2.En el caso de una crecida de pequeña magnitud que apenas supera el bankfullel valor se reduce hasta los 5.000 W m-2

en el canal y no llega a los 1.000 W m-2

en las márgenes.

4. CONCLUSIONES

Dentro de un tramo los caudales de una crecida van a alcanzar su máximo valor de potencia fluvial en aquellas zonas

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donde hay cambios en anchura (estrechamientos) o pendiente (saltos), estos últimos son los puntos de inflexión. En ellos, aunque a priori son las grandes crecidas las que producen los cambios mayores, el análisis del comportamiento de variables como la potencia fluvial parece indicar que son las crecidas de magnitud media y baja las que concentran más su energía en el punto de salto y a través de su mayor frecuencia en el tiempo son capaces de generar cambios. Las grandes diferencias entre la zona de canal y márgenes en los valores de potencia fluvial muestran que son las zonas de inflexión las que maximizan la energía, concentrándose el caudal para rebajar el relieve y crear un canal interno (morfología para la disipación de la energía, que se hace mínima) aguas abajo del punto de inflexión. El retroceso del knickpoint es mayor en las crecidas de alta magnitud, pero las diferencias entre márgenes y canal son muy grandes (el agua cubre toda la plataforma rocosa y el canal interno, siendo la pendiente de la línea de energía muy baja. La lámina de agua muestra una pendiente baja que no representa la pendiente del fondo del canal), mientras que para crecidas de pequeña magnitud el caudal se concentra únicamente en el canal (y la pendiente de la línea de energía es mayor, la superficie de la lámina de agua refleja la pendiente del fondo del canal). En el caso de las crecidas de magnitud media la potencia fluvial desarrollada es mayor para el canal que para sus márgenes y se disipa mucha energía en las zonas de estrechamiento por constricción del flujo aguas arriba. Como conclusión del trabajo, creemos que son los puntos de inflexión los que canalizan la energía y suponen zonas de reequilibrado del perfil longitudinal de un río, y son las crecidas de magnitud media y baja las que a través de su mayor frecuencia, pero elevados valores

de potencia fluvial las que van a modificar estas zonas.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por los proyectos Nº BTE-2003-045 y CGL2004-03049 del MYCIT.

REFERENCIAS Bishop, P y Goldrick, G. (1992).

Morphology, processes and evolution in two waterfalls in Cowra. New South Wales. Australian Geographer, 23, 116-121.

Gardner, T.W. (1983). Experimental study of knickpoint and longitudinal profile evolution in cohesive, homogeneous material. Geological Society of América Bulletin, 94, 664-672.

Holland, W.N. y Pickup, G. (1976). Flume study of knickpoint development in stratified sediment. Geological Sociaty of America Bulletin, 87, 76-82.

Ortega, J.A. (2007). Paleocrecidas, avenidas recientes e hidroclimatología en la cuenca media y baja del río Guadiana. Tesis doctoral. UCM, Madrid, 535.

Ortega, J. A. y Garzón, G. (2003). Palaeohydrology of the Lower Guadiana River Basin. En: Thorndycraft, V.R., Benito, G., Barriendos, M., Llasat, M.C. (Eds): Palaeofloods, Historical Data and Climatic Variability: Applications in Flood Risk Assesment. CSIC, Madrid. 33-38.

Stein, O.R. y Julien, P.Y. (1993). Criterion delineating the mode of headcut migration. Journal of Hydraulic Engineering, 119, 37-50.

Young, R.W. (1985). Waterfalls: form and process. Zeitschrift fur Geomorphologie,55, 81-95.

Wohl, E.E. (1999). Incised bedrock channels. En: Darby, S.E. y Simon, A. (Eds). Incised river channels. John Willey and Sons, 187-218.

Wohl, E.E., Greenbaum, N., Schick, A.P. y Baker, V.R. (1994). Controls of bedrock channel incision along Nahan Paran. Israel. Earth Surface Processes and Landforms, 19, 1-13


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La influencia de los embalses en la regulación de crecidas de alta frecuencia en el río Guadiana

J.A. Ortega (1) y G. Garzón (1)

(1) Departamento de Geodinámica, Universidad Complutense de Madrid, [email protected]

Abstract The influence of dams in the high frequency floods of the Guadiana river. Recent Guadiana´s basin regulation by large dams introduces significant changes in river behaviour. Lower Guadiana´s River Basin was not regulated until the Alqueva Reservoir (2002) was built what implies a dramatic change on flow management. The frequency of low magnitude floods decreases introducing larger time span between flood events. As result, one may expect important changes in downstream riparian dynamics, decreasing bars activity but favouring banks revegetation. Large floods, however, may still occur, due to restricted flow capacity induced by channel constriction downstream from the reservoir.

Palabras clave: río Guadiana, embalses, crecidas, frecuencia de crecidas Key words: Guadiana River, dams, floods, flood frequency

1. INTRODUCCIÓN

La regulación, por retención de caudales líquidos y también carga sólida, que ejercen los embalses en una cuenca tiene un efecto inmediato en las crecidas de bajo periodo de retorno. El efecto puede analizarse estudiando la frecuencia con la que se producen crecidas, usando como fuente de información los datos continuos de caudales máximos instantáneos en estaciones de aforo de la cuenca de estudio. Se ha estudiado el efecto de la regulación por embalses en dos zonas de la cuenca, la parte alta aguas arriba del embalse de Cíjara, con ausencia de grandes estructuras, y la cuenca baja del río en Portugal, con el 84% de la superficie de la cuenca vertiente regulada tras la construcción del embalse de Alqueva (Fig.1). Algunos efectos de la construcción de embalses en la cuenca del río Guadiana han sido señalados por del Río et al.(2002), que indican un aumento de la erosión costera en el Golfo de Cádiz debido a la falta de carga sólida por la retención de sedimentos en los

embalses, con un retraimiento marcado durante el siglo XX, que presenta un incremento de la velocidad de retroceso con el tiempo, que se manifiesta en retroceso lento hacia los años setenta y otro progresivamente acelerado en los ochenta.

Fig. 1. Situación de los principales embalses en la cuenca, divididos según su capacidad, mayor o

menor de 500 Hm3 y situación de las principales series foronómicas estudiadas.

Otro trabajo previo (LNEC, 2002) estima la carga sólida transportada por el río Guadiana, y que no se corresponde con un río con tanta cuenca vertiente y sus características hidromorfológicas (pendiente o sustrato).

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Pero los efectos de la regulación en el régimen de crecidas no han sido aún establecidos. Se estima que estos han de ser mayores cuanto menor sea la magnitud de los eventos, que serán más fácilmente laminados. El objetivo del presente trabajo es analizar el efecto que tienen los embalses en las crecidas del río Guadiana, tanto en sus afluentes como en el río principal, y para ello se ha contado con un registro de estaciones de aforo en las que existen datos de caudales máximos instantáneos, o en su defecto, el caudal máximo anual. La metodología seguida consiste en evaluar los distintos periodos de regulación que puedan afectar a priori en una estación de aforos y en base a estos periodos calcular la frecuencia (F) con la que las avenidas sobrepasan el valor medio del caudal máximo instantáneo empleando la relación: F = ne / np. Se divide el número de eventos que superen este valor medio (ne) entre el número de años que tiene cada periodo de regulación (np).

2. LA REGULACIÓN EN LA CUENCA

La regulación en la cuenca del río Guadiana tiene una distribución muy desigual, puesto que la mayoría de los embalses se concentran en la cuenca media una vez que el río sale a las vegas extremeñas, donde se emplea el agua principalmente para aprovechamiento agrícola (regadíos) y en menor medida hidroeléctrico. Los embalses de gran capacidad fueron construidos durante los años 50-60 en el llamado Plan Badajoz, con el objetivo de poner en regadío las vegas del Guadiana. Posteriormente en una nueva fase se crearon nuevos embalses en los años 80, y finalmente, con la construcción del embalse de Alqueva se pasó a un nuevo estado de regulación en el año 2002 (Tabla 1).

TABLA 1. PERIODOS DE REGULACIÓN EN LA CUENCA ALTA Y BAJA Y

EMBALSES PRINCIPALES CONSTRUIDOS.

Zona Periodo de regulación

Embalse Año de

funcionamiento

alta

Pre 1959 sin interés - 1959-1972 Peñarroya 1959

1973-1986 El Vicario 1973 Torre de Abraham

1974

Post 1986 Puente

Navarro 1986

baja

Pre 1962 escasos -

1962-1986

Cíjara 1956

Orellana 1961

García Sola 1962

Caia 1967

1986-2002 Serena 1986

Alange 1986

Post 2002 Alqueva 2002

3. EFECTO DE LA REGULACIÓN EN LAS CRECIDAS

Existe una clara diferencia en la capacidad de regulación en la cuenca, separándose cuenca alta y cuenca baja, en las que pasaremos a analizar a continuación la influencia de cada periodo en la frecuencia de inundaciones.

3.1. Efectos en la cuenca alta Los embalses que afectan a la cuenca alta no son en ningún caso de grandes dimensiones, el mayor de todos, Torre de Abraham en el río Bullaque tiene 60 Hm3 y el resto son de pequeño tamaño. Esto guarda relación a la singularidad del rió Guadiana, con muy bajo caudal y escasamente aprovechable. El agua circula en esta zona fundamentalmente de forma subterránea y aunque la cuenca alta (hasta el embalse de Cíjara) tiene una extensión de unos 11.000 km2

computables para avenidas, no se llegan a alcanzar caudales importantes (Hernández Pacheco, 1958). La superficie de aporte queda reducida a las


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cuencas de los ríos Jabalón, Bullaque y Tirteafuera. Uno de los principales problemas para analizar el efecto de los embalses en la frecuencia de las avenidas en la cuenca alta es la falta de estaciones de aforo y la mala calidad de los datos, muy discontinuos. Por esta razón se ha elegido la estación de Luciana en el río Bullaque, puesto que conserva series suficientemente largas y presenta el mayor embalse en cabecera (Fig.2).

Fig. 2. Frecuencia de avenidas en los periodos de regulación en la cuenca del río Guadiana, estaciones

de Luciana en el río Bullaque (superior) y Pulo do Lobo en el Guadiana (inferior).

En esta estación y en los dos periodos de diferente regulación, el previo y el posterior al funcionamiento del embalse en 1974, hay un claro descenso del número de avenidas, que pasa de 1,14 años a un valor de 3,75 años. Las avenidas que superan la media son cada vez menos frecuentes por la retención del embalse de Torre de Abraham.

3.2. Efectos en la cuenca baja En la cuenca baja la situación es muy diferente a lo descrito para la cuenca alta. Los caudales en el Guadiana y sus afluentes son permanentes y por tanto las estaciones de aforo son más

abundantes, además las series son más largas lo que permite un mejor análisis de la influencia de la regulación. Dentro de este apartado se han separado dos análisis, el realizado para el río Guadiana en la estación de aforo de Pulo do Lobo, y el efectuado para algunos de sus afluentes, Dégebe, Cobres y Ardila. En las estaciones de la cuenca baja, y en especial la de Pulo do Lobo (Fig.2) en el propio río Guadiana los periodos analizados son los que se muestran en la tabla 1. Los cambios en la regulación dentro de los periodos mencionados muestran una desigual distribución de estos eventos marcada por la construcción de grandes embalses pasando el periodo desde valores de 2,14 en el periodo anterior a 1962, aumentando a 2,4 entre 1962-1986, y sobre todo el cambio brusco se produce a partir de esta fecha, con valores de 4 hasta 2002, posteriormente no se ha podido valorar la influencia de la construcción de Alqueva al transcurrir muy poco tiempo entre su llenado y la actualidad. Es de suponer que los efectos en la frecuencia de las crecidas de magnitud media-baja serán notables puesto que la regulación de la cuenca, para esta zona baja, deja tan solo 11.000 km2 de cuenca sin regular de un total de 68.000 km2 de cuenca vertiente a la estación de Pulo do Lobo, el 16% de la cuenca libre de regulación. Tan solo el 16% es capaz de causar avenidas de magnitud media en Pulo do Lobo por la contribución de tres cuencas; Ardila, Dégebe y Cobres (Rodrigues, 2002). En los afluentes de la cuenca baja la situación es similar (se pasa de 2 a 2,75 años en el río Ardila y de 2,6 a 3 en el río Dégebe), tras la construcción de un embalse los eventos de superación del caudal máximo instantáneo medio se reducen en el tiempo.

4. CONCLUSIONES Y DISCUSIÓN

14,1;8

71974 TFpost

75,3;15

41974 TFpost

Bullaque

0

50

100

150

200

250

300

1965

-66

1967

-68

1969

-70

1971

-72

1973

-74

1975

-76

1977

-78

1979

-80

1981

-82

1983

-84

1985

-86

1987

-88

1989

-90

1991

-92

1993

-94

1995

-96

1997

-98

1999

-00

2001

-02

2003

-04

Año hidrológico

Cau

dal

(m

3/s)

Sin datos

0

1000

2000

3000

4000

5000

6000

7000

8000

9000

1946

-47

1948

-49

1950

-51

1952

-53

1954

-55

1956

-57

1958

-59

1960

-61

1962

-63

1964

-65

1966

-67

1968

-69

1970

-71

1972

-73

1974

-75

1976

-77

1978

-79

1980

-81

1982

-83

1984

-85

1986

-87

1988

-89

1990

-91

1992

-93

1994

-95

1996

-97

1998

-99

2000

-01

2002

-03

Año hidrológico

Ca

ud

al

(m3

/s)

14,2;15

71962 TFpost

4,2;24

1019861962 TF 4;

16

420021986 TF Pocos datos

insuficiente

388

Los cambios que la construcción de embalses han supuesto en la cuenca del río Guadiana son grandes. La disminución generalizada de la frecuencia en las avenidas de pequeña y mediana magnitud es muy clara, especialmente en la cuenca baja, más regulada. En el caso de la estación de Pulo do Lobo, el valor medio del caudal máximo instantáneo (2.456 m3/s) no es superado tras la construcción del embalse de Alqueva en ninguna ocasión, lo que implica restar efectividad al río como agente erosivo y transformador. Los efectos en la desembocadura pueden ser enormes, no solo por la disminución de la carga transportada, que revierte en el mantenimiento del ecosistema estuarino, sino del propio equilibrio del sistema en si mismo, pues se acentúa el balance negativo aporte fluvial-erosión del mar. Es posible que no solo influya en la frecuencia el estado de regulación de la cuenca, sino la existencia de periodos húmedos-secos, pero las series empleadas son suficientemente largas (más de 30 años continuos) con lo que se minimiza este efecto, que suele tener duraciones máximas de unos 15 años. Otra oscilación climática que en la cuenca podrían afectar al régimen de crecidas y su frecuencia es la Oscilación del Atlántico Norte (NAO), pero su frecuencia en la cuenca (Ortega y Garzón, 2005 y 2007; Ortega, 2007) suele ser en periodos de 4-7 años. Es interesante tener en cuenta este tipo de cambios en el régimen del río por las posibles implicaciones geomorfológicos que puede tener para el sistema fluvial, pues las crecidas de magnitud media y baja suponen para el río y su dinámica una importante fuente de cambios morfológicos, aporte de sedimentos, removilización y funcionamiento de los principales elementos como por ejemplo las barras. La dinámica de la ribera puede verse trastocada por la revegetación de las barras y en general

la pérdida de actividad del río, supeditado únicamente a cambios durante las avenidas de mayor magnitud, que no van a poder ser controladas por los embalses.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por los proyectos Nº BTE-2003-045 y CGL2004-03049 del MYCIT.

REFERENCIAS Hernández Pacheco, F. (1958).

Anormalidad del Guadiana. Revista de las Ciencias. Año XXIII. I, 51-77.

LNEC (2002). Sedimentología na bacia do Guadiana. Informe técnico: 605/541/5342, INAG. 62-194.

Ortega, J.A. y Garzón, G. (2004). Influencia de la oscilación del Atlántico Norte en las inundaciones del río Guadiana. En Díez, A. y Benito, G. (Eds): Contribuciones recientes sobre geomorfología. SEG, Vol. II, 117-127.

Ortega, J.A. y Garzón, G. (2007). Significado de las inundaciones en la cuenca del río Guadiana en relación con mecanismos climáticos y su variabilidad. En: J. Lario y P. Silva (Eds). Contribuciones al estudio del periodo cuaternario. XII Reunión Nacional de Cuaternario. Ávila.23-24.

Ortega, J.A. (2007). Paleocrecidas, avenidas recientes e hidroclimatología en la cuenca media y baja del río Guadiana. Tesis doctoral. Servicio de Publicaciones de la UCM, Madrid, 535

Río, del, L., Benavente, J., Gracia, F.J., Anfuso, G. Martínez del Pozo, J.A., Domínguez, L., Rodríguez-Ramírez, A., Flores, E., Cáceres, L., López-Aguayo, F y Rodríguez-Vidal, J. (2002). The quantification of coastal erosion processes in the South Atlantic Spainsh Coast: Methodology and preliminary results. Littoral 2002. The changing coast. EUROCOAST. Oporto, 383-390.

Rodrigues, R. (2002). Inundacoes en Portugal. Aspectos meteorológicos e hidrológicos. INAG. Relatorio tecnico. Lisboa.


389

Condicionantes geomorfológicos e hidrológicos en la generación de avenidas. El caso de las cuencas del río

Córcoles (Guadiana) y Escabas (Tajo)

A. Potenciano de las Heras (1-2) y G. Garzón Heydt (2)

(1) Dpto. Hidrología, Centro de Estudios Hidrográficos, CEDEX, Pso. Bajo Virgen del Puerto, 3. 28005 Madrid . [email protected]

(2) Dpto. Geodinámica, Facultad de Geología, Universidad Complutense de Madrid, C/ José Antonio Novais, 2. 28040-Madrid.

Abstract Geomorphological and hydrological conditioning of flood occurrence. The case study of the Córcoles (Guadiana) and Escabas (Tagus) River basins. Morphological, hydrological, meteorological and lithological characteristics together with land use information have been analyzed in two river basins of central Iberian Peninsula (Córcoles and Escabas) in order to establish their different hydrological behavior in relation to peak floods occurrence. Palabras clave: avenidas, parámetros geomorfológicos, hidrometeorología, Tajo, Guadiana Key words: floods, geomorpholocical parameters, hydrometheorological factors, Tagus, Guadiana

1. INTRODUCCIÓN

Este trabajo se localiza en dos cuencas del centro peninsular, la del río Escabas en la cuenca del Tajo, situada en la provincia de Cuenca y la del río Córcoles, perteneciente a la cuenca del Guadiana y situada entre las provincias de Ciudad Real y Albacete. Ambas cuencas comparten, como veremos, varias características morfológicas y físicas, pero difieren en su comportamiento hidrológico, tanto es así que a pesar de registrar precipitaciones muy similares, y considerando también la similitud en la extensión de las cuencas, los caudales máximos generados en el caso del Córcoles no superan los 20 m3/seg y en el caso del Escabas se sitúan cerca de los 130 m3/seg. A pesar de esta diferencia de caudal, es en la cuenca del río Córcoles donde se han registrado inundaciones más importantes, como constatan los registros históricos. Esta respuesta tan distinta entre ambas cuencas, se explica por las diferencias que presentan en cuanto a otros parámetros geomorfológicos, así como

a un comportamiento hidrológico también muy distinto, tanto en su relación con los acuíferos como en sus mecanismos de generación y acumulación de escorrentía. El objetivo principal de este trabajo, es por tanto, analizar desde el punto de vista de todas estas características los distintos comportamientos de estas cuencas, y plantear la necesidad de este tipo de estudios integrados geomorfológico-hidrológico y previos al análisis de caudales máximos de avenida. Para ello se han analizado los datos de caudal diario y caudales máximos, la influencia del acuífero en estos caudales, las precipitaciones máximas diarias, la evolución de precipitaciones mensuales, y las características físicas en ambas cuencas. Además, se ha desarrollado un método que permite identificar las áreas potencialmente inundables a partir de la delimitación de zonas preferentes de generación de escorrentía y acumulación de flujo, lo que puede ayudar a identificar puntos conflictivos desde el punto de vista morfológico.

390

2. GEOMORFOLOGÍA E HIDROLOGÍA DE LAS CUENCAS DE ESTUDIO

El río Escabas es afluente del río Guadiela por su margen izquierda que, a su vez, vierte en el río Tajo. El río presenta un importante encajamiento a lo largo de su recorrido, formando cañones y hoces. La morfología de la cuenca es muy alargada, en dirección SE-NW, con un tiempo de concentración de 15.25 horas (estimado según método de Témez, 1977). El río Escabas registró a la salida de la cuenca caudales máximos diarios de hasta 84.50 m3/seg, entre los años 1911 y 2000 (Tabla 1), y los caudales medios diarios se sitúan entorno a los 2 m3/seg. Las precipitaciones máximas de la cuenca oscilan entre los 50 mm de los meses estivales a los 250 mm del otoño. Esta cuenca está constituida, fundamentalmente, por materiales mesozoicos calcáreos que definen sus características kársticas. En cambio, en la mitad inferior de la cuenca afloran con mayor extensión materiales detríticos neógenos y cuaternarios, con alta permeabilidad. La cubierta vegetal en esta cuenca está constituida principalmente por matorral, encinas y pinos. Los cultivos agrícolas también ocupan una extensión importante en la parte alta de la cuenca y en su desembocadura.

El río Córcoles es afluente del Záncara por su margen izquierda. La morfología de la cuenca varía mucho entre la parte alta y baja, la zona de cabecera es redondeada mientras que la mitad inferior de la cuenca es muy estrecha y alargada en dirección SE-NW. El tiempo de concentración de la cuenca es de 19,17 horas. El registro más alto de caudal máximo diario aforado en el río Córcoles a la salida de la cuenca es de 11.30 m3/seg, entre los años 1922 y 1983 (Tabla 1) y los caudales medios diarios se sitúan entorno a los 0,5 m3/seg. Las precipitaciones máximas de la cuenca oscilan entre los 50 mm de los meses estivales a los 250 mm del otoño, con similar distribución estacional que la cuenca del Escabas (Fig. 1). Las litologías más abundantes en esta cuenca son, en la zona de cabecera, la calizas, dolomías y margas del Jurásico-Cretácico y las formaciones cuaternarias detríticas de origen tanto aluvial como fluvial. En la mitad inferior de la cuenca dominan los materiales neógenos y los materiales detríticos aluviales y fluviales cuaternarios. Los materiales con baja permeabilidad son más abundantes en esta cuenca, mientras que los materiales más permeables ocupan menor extensión. La vegetación en esta cuenca está formada fundamentalmente por pinos y cultivos agrícolas, con pequeñas extensiones de matorral, pastizal y robledal en la cabecera

.

TABLA I. PRECIPITACIÓN MÁXIMA AREAL EN MM (PM) Y CAUDALES MÁXIMOS PROBABLES EN M3/SEG (Q) PARA PERÍODOS DE RETORNO DE 10, 25, 100 Y 500 AÑOS OBTENIDA A PARTIR

DEL AJUSTE GEV_MOMENTOS PONDERADO

TABLA II. PARÁMETROS MORFOLÓGICOS DE LAS CUENCAS DE ESTUDIO

Subcuencas Relación relieve

(m/Km)

Cota máxima cuenca

(m)

Cota máxima

cauce (m)

Cota mínima

(m)

Amplitud relieve

(m)

Áreacuenca (Km2)

Longitud cuenca (Km)

Longitud cauce

principal (Km)

Pendiente cauce

principal (m/Km)

Índice elongación

Densidad cauces

(Nc/Km)

Densidad drenaje

(Km/Km2)

Tc(horas)

Córcoles 7,39 1060 1050 650 410 344,3 55,5 66,2 6,04 0,38 0,015 0,19 19,17

Escabas 19,61 1700 1500 780 920 341,7 46,9 58,5 12,30 0,44 0,017 0,17 15,25

SUBCUENCAS PM 10 PM 25 PM 100 PM 500 Q 10 Q 25 Q 100 Q 500

Córcoles 58 69 84 101 2 4 8 17

Escabas 56 70 97 140 66 82 103 126


391

a)0

50

100

150

200

250

300

ene feb mar abr may jun jul ago sep oct nov dic

pre

cip

itaci

ón

en

mm

4097 4091B 4084 4095 4093 4090

b)

0

50

100

150

200

250

ene feb mar abr may jun jul ago sep oct nov dic

prec

ipita

ción

en

mm

8140 8132U 8155 8146 8142 8141

Fig. 1. Evolución estacional de la precipitacione máxima diaria en las estaciones del Córcoles(a) y Escabas (b).

Si comparamos las características descritas en ambas cuencas, llama la atención que con precipitaciones máximas diarias ponderadas arealmente estimadas muy similares en ambas cuencas (Tabla 1), y con una distribución similar de las lluvias a lo largo del año, los caudales máximos generados sean tan distintos. En cuanto a los parámetros morfológicos (Tabla 2), ambas cuencas presentan valores muy similares en cuanto a su extensión, parámetros de forma de la cuenca, longitud del cauce principal y distribución de la red de drenaje. y densidad de cauces. En cambio, los parámetros de relieve mantienen aproximadamente una relación de ½, del Córcoles respecto al Escabas, lo que conlleva que el tiempo de concentración difiera en cuatro horas. Analizando con más detalle el funcionamiento hidrológico de ambas cuencas, observamos que en el río Córcoles los flujos base de sus hidrogramas son más altos en los meses de primavera-verano, con una tendencia estacional muy marcada, y no supera en la mayoría de los casos los 0,05 m3/seg. En el Escabas, la influencia de las descargas y recarga al acuífero son más constantes a lo largo del año, y los flujos base son más elevados y cercanos al caudal medio diario (2 m3/seg). Las curvas de

recesión o descarga del acuífero tienen valores de 0,008 días-1 para el Córcoles y 0,003 días-1 para el Escabas. Si a partir de estos valores obtenemos las curvas de descarga del acuífero y las comparamos con el caudal aforado (Fig. 2), vemos que en ambos ríos el caudal de base disminuye ligeramente teniendo en cuanta el coeficiente de descarga, pero en el caso del Córcoles se recuperan los niveles con el tiempo y se mantienen más constantes, lo cual supone en parte una mayor eficacia en los retornos al río, procedentes principalmente del riego, así como un posible desfase entre la llegada de estos retornos al río y la infiltración de los mismos. En cambio en la cuenca del Escabas estos niveles del río parecen disminuir con el tiempo, lo cuál supone un mayor volumen de pérdidas de escorrentía a favor del acuífero y a través del abastecimiento o riego.

3. DELIMITACIÓN DE ÁREAS DE ESCORRENTÍA Y ACUMULACIÓN DE FLUJO

En ambas cuencas se han extraído, a partir de los Modelos Digitales del Terreno, el mapa de pendientes, de direcciones de flujo preferentes y de acumulación de flujo.

0

0,005

0,01

0,015

0,02

0,025

23 123 223 84 31 64 31días

Qt 42

06 m

3/s

Qi 4206 Córcoles

Qt 4206 Córcoles

a)

0

0,5

1

1,5

2

2,5

3

1 4 21 11 21 15 7días

Qt 304

5 m

3/s

Qi 3045 Escabas

Qt 3045 Escabas

b)Fig. 2. Caudales aforados (Qi) y evolución de caudales, estimados según modelo de Témez (1977) teniendo en cuenta

el coeficiente de recesión o descarga del acuífero (Qt) en las cuencas de estudio Córcoles (a) y Escabas (b)

392

En base a estos mapas y al análisis de la información litológica y de cubierta vegetal, Davis y de Wiest (1969), Johnson Div. (1972) y SCS (1972), se han delimitado, por un lado, las áreas con mayor capacidad de acumulación de escorrentía procedente de las áreas vertientes a la cuenca y, por otro lado, las zonas de la cuenca con mayor capacidad para generar esta escorrentía. La comparación de estos resultados en ambas cuencas muestra una mayor extensión de áreas conflictivas en cuanto a la acumulación de flujo en la cuenca del Córcoles, especialmente a la salida de las zonas de máxima generación de escorrentía, en la parte baja de la cuenca (Fig. 3).

acumulación muy alta

acumulación alta

acumulación moderada

capacidad de generación moderada

capacidad de generación alta

Córcoles

Escabas

Socuéllamos

acumulación muy alta

acumulación alta

acumulación moderada

capacidad de generación moderada

capacidad de generación alta

Córcoles

Escabas

Socuéllamos

Fig. 3. Mapas de capacidad de acumulación de flujo y de capacidad de generación de escorrentía en

ambas cuencas.

El río Escabas tiene un cauce fluvial bien desarrollado, capaz de albergar el volumen de lluvia en forma de escorrentía. No ocurre lo mismo en la cuenca del río Córcoles, donde la lluvia tiende a acumulase en las zonas endorreicas, favoreciendo inundaciones por anegación y dificultad para el desagüe. Estas zonas coinciden con las delimitadas en este estudio como zonas más conflictivas.

4. CONCLUSIONES

Todo esto nos indica un funcionamiento muy distinto de ambos ríos en cuanto a la generación de caudales, en el caso del Escabas, a pesar de ser un río con mayor volumen de aportación, las pérdidas y la infiltración al acuífero son también mayores. En el caso del Córcoles el caudal es mucho menor pero se mantiene más constante y junto a su menor capacidad de desagüe tanto del cauce (menor calado) como de la cuenca y una menor infiltración al acuífero. Estas características hidrológicas de la cuenca son las que parece que hacen de la cuenca del río Córcoles más favorable de cara a la generación de caudales de avenida e inundaciones por estancamiento de agua de lluvia, especialmente en la zona de la población de Socuéllamos (Fig. 3). La distribución de las áreas conflictivas en cuanto a la generación y acumulación de flujo constata este hecho. Se propone como paso paralelo al estudio hidrológico e hidrometeorológico, la necesidad del conocimiento previo de los condicionantes geomorfológicos y físicos, que nos permitan delimitar las áreas de la cuenca que presentan una respuesta específica a los volúmenes de escorrentía.

Agradecimientos Proyectos BTE2003-04572 y CGL2004-03049 del MCYT.

REFERENCIAS Davis, S.N.; de Wiest, J.M. (1969).

Hydrogeology. John Wiley & Sons, Inc. USA. pp. 463

Johnson Div. Universal Oil Products Co. (1972). Ground water and wells. 440 p.

S.C.S. (1972). National Engineering Handbook, Section 4, Hydrology, Soil Conservation Service, U.S. Department of Agriculture.

Témez, J. R. (1977): Modelo matemático de transformación precipitación-aportación. Asinel. 1977


393

Cartografía de procesos geomorfológicos activos para el análisis de la susceptibilidad espacial de riesgos geológicos en el curso medio del río Eria (León,

España).

N. Pérez (1), J. Buzzi (1), D. Sánchez (1) y E. García-Meléndez (1)

(1) Área de Geodinámica Externa, Universidad de León. Facultad de Ciencias Ambientales, Campus de Vegazana s/n, 24071 León. [email protected]

Abstract Active geomorphological processes mapping for spatial geologic hazards susceptibility analysis in the middle Eria river basin (León, Spain). Natural hazard analysis requires an active geomorphological processes mapping and a susceptibility analysis. This type of analysis was applied in this study in order to know the interaction between natural active processes and human goods and properties in the middle Eria river basin. From the active geomorphological processes mapping of the study area, three different domains affected by different active processes have been characterized: rock-fall processes mainly related to the Domain of paleozoic reliefs; erosive processes in the neogen reliefs domain; floods, alluvial fans and lateral incisions in the fluvial relieves domain, and active processes associated with earthworks related to human activity.

Palabras clave: Procesos activos, Geomorfología aplicada. Key words: Active processes, applied Geomorphology.

1. INTRODUCCIÓN

Los peligros geológicos están principalmente relacionados con la actuación de procesos geodinámicos activos (tales como desprendimientos y procesos gravitacionales, subsidencia y hundimientos, dinámica fluvial e inundaciones, actividad sísmica, etc.), que condicionan el desarrollo del relieve y sus formas. Por lo tanto el conocimiento de estos procesos tan ligados a la Geomorfología, es fundamental para realizar una zonación del terreno en términos de susceptibilidad, como base para estudios posteriores de peligrosidad y de riesgos, aspectos de gran utilidad como variable fundamental en la planificación territorial.

El presente trabajo tiene como base la elaboración de un mapa de procesos

geodinámicos activos que consiste, según Martín-Serrano et al. (2004), en un inventario cartográfico específico y detallado de los fenómenos morfodinámicos de funcionalidad actual que, siempre que sea posible, también añade información relativa a su aparición, recurrencia, estado y magnitud.

Así pues, el principal objetivo de este trabajo es proporcionar una cartografía y análisis de la distribución espacial de los distintos procesos activos existentes en una zona del Sector Suroccidental de la provincia de León, que sirva de base para el análisis de la distribución espacial de la susceptibilidad de distintos riesgos geológicos presentes. Para ello, sobre el análisis de fotografías aéreas y trabajo de campo, se ha conseguido una subdivisión del terreno en grandes dominios constituidos por

394

unas formas del relieve caracterizadas por la presencia y actuación diferencial de distintos procesos activos, asignándoles cualitativamente su importancia y sus efectos a elementos y actividades humanas.

Situación El área de estudio de este trabajo se encuentra localizada al Sur de la provincia de León, entre las comarcas de La Cabrera y El Páramo, Corresponde a la hoja topográfica a escala 1:25.000 número 231-III del Instituto Geográfico Nacional (Fig. 1). Este área está situada en una zona de transición entre la zona Centro-Ibérica del Macizo Hespérico, con altitudes y relieves acusados del orden de los 1000 m y la cuenca del Duero caracterizada por altitudes entorno a los 840 m y relieves llanos. Los materiales paleozoicos, terciarios y cuaternarios que forman la zona son la base sobre la que se desarrollan los procesos geológicos activos, siendo las litologías predominantes cuarcitas, areniscas, pizarras, gravas, arenas y arcillas (Vargas et al., 1984).


La red de drenaje de la zona de estudio está dominada principalmente por el curso medio del río Eria y sus tributarios, con una dirección dominante E-W. En cuanto a las condiciones climáticas, se caracterizan por la presencia de un clima mediterráneo

continental con una pluviometría media anual de 588 mm, y una temperatura media 11,7ºC.

Objetivos Los objetivos establecidos para el presente estudio son los que se presentan a continuación: a) identificar los procesos geodinámicos activos presentes en la zona; b) elaborar un mapa de procesos geomorfológicos activos a escala 1:25.000; c) determinar y agrupar en unidades o dominios las zonas afectadas por dichos procesos activos y d) valorar de forma cualitativa la interacción entre los procesos geodinámicos activos y las infraestructuras humanas.

2. MÉTODO

Una vez seleccionada el área de estudio se realizó una revisión bibliográfica y un estudio de los antecedentes. Posteriormente se realizó la tarea de fotointerpretación con fotos aéreas del Servicio Geográfico del Ejército, de escala aproximada 1:33.000, y el trabajo de campo, describiéndose un total de 51 puntos de observación. La información fue transferida al mapa topográfico y a un SIG utilizando también ortofotografías.


A partir de la información obtenida de la realización del mapa de procesos geomorfológicos activos se han distinguido los siguientes dominios sobre la base de las formas del relieve y de la actuación diferencial de los distintos procesos activos (Tabla I): a) relieves del sustrato paleozoico; b) relieves del sustrato neógeno y c) relieves de origen fluvial.

A continuación se describen las principales características de estos


395

dominios en cuanto a la presencia y actuación de los principales procesos activos.

En el dominio de los relieves del sustrato paleozoico encontramos esencialmente movimientos de ladera del tipo de desprendimientos y caídas, y acumulaciones de sedimentos formando coluviones y depósitos de piedemonte.

En el dominio de los relieves del sustrato neógeno los procesos geológicos activos más característicos son la arroyada laminar y en regueros.

, la incisión lineal formando regueras y cárcavas, la erosión lateral de los cauces y los deslizamientos.

En el dominio de los relieves de origen fluvial aparecen principalmente llanuras de inundación, abanicos aluviales, áreas endorreicas, e incisiones lineales que afectan a las formas del relieve cuaternarias.

En cuanto a la actividad antrópica, ésta se caracteriza por una parte por generar la actuación de nuevos procesos y, por otra, por acelerar algunos de los ya existentes, estando asociados a la presencia de escarpes artificiales de carreteras, caminos y explotaciones tales como extracciones de gravas y

TABLA I. SÍNTESIS DE LOS PROCESOS ACTIVOS PRESENTES EN LA ZONA

Dom. Procesos Descripción GradoInteracción

con infraestr.

Dom

inio

de

los

relie

ves

del

sust

rato

pal

eozo

ico

Coluviones Acumulación al pie del escarpe de los materiales erosionados de las zonas altas.

Alto Baja

Piedemontes Acumulación al pie de relieves con una pendiente intermedia entre los glacis y los coluviones.

Alto Baja

Glacis Relieves de transición que forman una llanura de inclinación suave. Bajo Baja

Desprendimientos Movimientos de bloques que se desprenden en zonas montañosas escarpadas.

Alto Baja

Vuelcos Movimientos de rotación hacia delante y hacia el exterior de la ladera, de una unidad.

Alto Baja

Deslizamientos Movimiento en masa, con una zona de debilidad que separa el material deslizado del subyacente.

Bajo Baja

Flujos rápidos Procesos gravitacionales con planta en forma de reloj de arena. Bajo Baja

Dom

inio

de

los

relie

ves

del s

ustr

ato

neóg

eno

Erosión hídrica superf. Diferentes etapas de la erosión hídrica superficial. Alto Alta Flujos a pequeña escala Movimientos en masa con presencia de agua, donde el material

adopta formas lobuladas. Bajo Baja

Deslizamientos rotacionales

Deslizamientos rotacionales que a su vez se han comportado como un flujo de tierra.

Bajo Baja

Grietas de desecación El suelo arcillo-limoso pierde agua por evaporación, esto hace que el material se contraiga y se agriete.

Bajo Baja

Erosión diferencial Erosión diferencial debido a la sustentación por raíces. Bajo Baja Terracillas Flujo lento con el movimiento se divide en pequeños

deslizamientos escalonados. Bajo Baja

Erosión lateral del cauce Erosión del lado externo de la curva del río. Puede originar desprendimientos, vuelcos, deslizamientos, flujos de barro, surcos y retroceso de laderas.

Alto Baja

Dom

inio

de

relie

ves

de o

rige

n fl

uvia

l

Llanura de inundación Puede originar áreas de retroexcavación. Alto Alta Terrazas fluviales Afectadas directamente por la incisión lineal. Alto Alta Abanicos aluviales Disminución del gradiente topográfico que obliga al cauce a

sedimentar la carga sólida que transportaba. Alto Baja

Fondos de valle Derrubios que son evacuados por las corrientes fluviales. Bajo Baja Áreas endorreicas Extensión natural de agua estancada que se deseca por evaporación. Alto Baja

Erosión lat. del cauce Origina desprendimientos. Bajo Baja

Act

ivid

ad a

ntró

pica

Asoc. a campos de cultivo Erosión hídrica superficial. Bajo Baja Asoc. a vías de acceso y cortafuegos

Erosión hídrica superficial y flujos de barro. Los sedimentos sueltos son fácilmente trasportados.

Alto Estimable

Asoc. a zonas de extracción

Deslizamientos, desprendimientos y acumulaciones. Alto Estimable

Asoc. al acondicionam. del cauce

Efectos indirectos. Bajo Baja

Asoc. a infraestructuras en mal estado

Desagües taponados. Bajo Baja

Asoc. a acumulaciones de cantos (“murias”)

Gran carga de material que puede ser transportado. Bajo Baja

396

canteras, así como la presencia de escombreras y cortafuegos. Asimismo también destacan las huellas dejadas en el relieve por las actividades ligadas a la minería romana (Pérez García, 1977).

El resumen de estos resultados obtenidos se muestra en la tabla I, en la cual aparecen representados los distintos dominios diferenciados así como los procesos activos más representativos de cada uno de ellos. Además, se ha realizado una valoración cualitativa de su importancia relativa, mediante la asignación de grados, y el peso de afección a elementos e infraestructuras humanas. De esta forma, el grado de presencia que tiene cada proceso respecto a cada dominio se clasifica en bajo, si tiene una representación escasa y muy puntual, y en alto si tiene una extensa presencia a lo largo de todo el dominio. La interacción con las infraestructuras se ha clasificado en baja si no interacciona con ninguna infraestructura, estimablesi interacciona en zonas muy concretas, y en alta si la interacción es importante en una zona extensa.

4. CONCLUSIONES

A partir de la observación de la tabla I, se puede concluir que los procesos geodinámicos activos que pueden afectar más directamente a las poblaciones presentes en el área de estudio son la erosión hídrica superficial y las inundaciones, ya que todas las poblaciones se encuentran en la llanura de inundación o en la terraza baja.

A partir de la información obtenida se estima la necesidad de recomendar las siguientes actuaciones, que podrían ayudar a prevenir pérdidas: Expansión de las poblaciones fuera de la llanura de inundación, ya que hay terreno disponible sin necesidad de invadir los dominios del río.

Delegación en las administraciones de los terrenos asentados en la llanura de inundación, procurando un intercambio de tierras o regulando los usos del suelo. Revisión y mantenimiento periódico de los sistemas de desagüe. Limpieza de elementos que puedan bloquear el agua en los cauces. Reforestación en zonas concretas que fije el suelo y frene la erosión. Continuidad del programa de conservación de cauces. Mantenimiento constante de caminos, cortafuegos y demás vías. Restauración de canteras abandonadas.

Agradecimientos Trabajo financiado por el proyecto de la Junta de Castilla y León LE-006-B07.

REFERENCIAS

Martín-Serrano, Á., Salazar, Á., Nozal, F. y Suárez, Á. (2004): Mapa geomorfológico de España a escala 1:50.000. Guía para su elaboración.Instituto Geológico y Minero de España, Madrid (España), 128 pp.

Pérez García, L. C. (1977): Lossedimentos auríferos del NO de la Cuenca del Duero (provincia de León) y su prospección. Tesis doctoral. Universidad de León. León (España). 476 pp.

Vargas, I.; Pol, C.; Corrochano, A.; Carballeira, J.; Corrales, I.; Flor, G.; Manjón, M.; Díaz García, F.; Fernández Ruiz, J. y Pérez Estaún, A. (1984): Memoria de la cartografía geológica serie Magna hoja 231 “La Bañeza”. España. Madrid (España). 73 pp.


397

Alluvial fans on Teide Volcano. Preliminary results

C. Criado (1), M. Arnay (2), J. Bethencourt (1), F. Holm (1), D. Palacios (3) and E. González-Reimers (2)

(1) Departamento de Geografía. Universidad de La Laguna. 38071 La Laguna (Tenerife). [email protected](2) Departamento de Prehistoria, Antropología e Historia Antigua. Universidad de La Laguna. 38071 La Laguna (Tenerife) (3) Departamento de Geografía y Análisis Geográfico Regional. Universidad Complutense de Madrid. 28040 Madrid.

Abstract This study analyzes the recent evolution of the alluvial fan located at the base of the south slope of Teide volcano (3718m). Volcano activity began approximately 180 ka and escalated very rapidly until its most recent eruption in the 8th century AD. Despite the lack of absolute dating for the alluvial deposits, a detailed archeological survey that reveals relationships among sectors of the alluvial fan and carbon-14 (C-14) dating of the volcanic formations, provide a preliminary chronological framework until newer techniques can be applied (cosmogenic dating).

.Key words: : Alluvial-fan, , Geomorphological map, Teide volcano, Tenerife, Canary Islands

1. INTRODUCTION Geomorphologic and archaeological criteria were applied to determine three distinct areas of varying age on the Cañada Blanca alluvial fan (Bravo & Bravo-Bethencourt, 1989; Martínez de Pisón & Quirantes, 1981). Fieldwork and Arc View 3.3 software were used to create a detailed geomorphologic map (Fig. 2) including the locations of sedimentology samples and all of the archaeological findings (ceramics and lithic industry). The map helped to differentiate among the facies (debris flow and channels) according to age, while laboratory data defined sedimentary features and identified the source areas of some of the alluvial fan deposits.

Fig. 1. The Teide area on Tenerife Island.

2. RECENT VOLCANIC ACTIVITY AT TEIDE VOLCANO

The initial emissions from the Teide-Pico Viejo (T & PV) statovolcano were basic and occurred approximately 180 ka. The activity produced two edifices, one to the west that reaches 3106m altitude and is presently inactive (PV), and a second to the east (T) with an altitude of about 3718m, and displays residual solfatarian activity.

The oldest volcanic materials are phonolityc lavas (T) dated to approximately 32 ka. Tephra- phonolityc lavas were emitted through vents in the volcano (PV) about 20 ka as were the phonolites that form the western edge of the alluvial fan (CB), 17 ka. To the east are the phonolityc laves of Montaña de la Cruz (MC) (about 5-4 ka) and Montaña Majua (MM) (approx. 5 ka > 2 ka). The dome on Montaña Blanca (MB) is the result of a long period of explosive and effusive phonolytic activity. Ablay et al, (1995) describe two phases (Lower Montaña Blanca and Upper Montaña Blanca),while Carracedo et al, (2006)

398

distinguishes among several stages. The final one (MB VIII) would coincide with the Upper Montaña Blanca, 2 ka, according to C-14 dating (Ablay et al.,1995). The last eruption of T – Lavas Negras (LN) is dated at 1240±60 BP , again as per C-14 (Carracedo et al., 2006), 800±300 by K/Ar (Quidelleur et al., 2000) and to the 14th century AD using paleomagnetism (Soler et al.1986).

3. THE ALLUVIAL FANS AND THEIR EVOLUTION

The shape and development of the alluvial fans (labelled CB) located on the south face of T, were conditioned by volcanic formations. They occupy an area of 1.83 km2 and their origin is associated with the ravines on the south face of the stratovolcano, particularly La Corbata (LC) and La Bola (LB). The distal facies of the alluvial fan CB lie atop the tephra phonolytic lavas of Pico Viejo (17 ka). We assume that this is the oldest age of the visible fans. To the north, near the summit lift station, the fans originating in the ravines on the south face of T are underlain by the north face of the pumice dome of MM (approx. 5>2 ka). Farther to the east, a layer of phonolytic lavas from MB (2 ka) cover the eastern slope of MM and support the alluvial deposited between 2 ka and 1.2 ka, when molten LN lavas blocked the drainage channels. The age of the archaeological artifacts recovered in these formations reveal when the fans stabilized, and the fact that these appear more towards the west suggests that they have been inactive since at least the 16th century AD. The alluvial fan in CB is 3.5 km long with a gradient of 10º-20º at the apex and 0º-10º in most of the sectors of the rest of the fan. The sediment grain size is variable. There are many boulders (up to 18 Tm) near the apex that once served to supports prehistoric dwellings (before 16th

century AD). Blocks of alunite (sulfate hydroxide) occur throughout the fan, and were formed by acid weathering associated with fumaroles located near the summit of T. The distal facies become progressively finer and the blocks from debris flows become scarcer and finally disappear as they progress from an area of braided-channels to the lowland covered with transported pumice stone, 1.5 km from the apex.

Most of the alluvial fan is inactive as evidenced by the dense vegetal colonization, the archaeological and ethnographic remains and the fossilization of the apex by LN. What little activity there is now takes place in channels that drain the runoff from LC and LB. The transported material consists primarily of gravel and sand, and there is some indication of recent transport as evidenced by scarred tree stumps (Pinus radiata), remainders of forestation from the 1950’s (Ceballos & Ortuño, 1954), that are now partially buried by washout.

There is a small fan (approx. 0.8 km) located above the alluvial fans described above and just below the point where LB and LC ravines merge. It is composed of debris flows with well-defined levees covered with bushes (Spartocitysus supranubius). No archaeological remains have been found here, which confirms that the flows are the result of a large-scale torrential event that occurred after the 16th century AD. The Izaña pluviometric series (1916) for maximum rainfall in 24 hrs (Nov. 11, 1950) recorded a total of 428 mm/m2, but the TF-421 highway (opened in 1943) suffered no damages in the area where it cuts through a group of recent debris flows at Km 44. This means that the flows were not triggered

3.1. THE ALLUVIAL FAN OF 1826?


399

by this major event. Above 3000 m on T, the precipitation would have been snow, so the hydrologic response on LB and LC would have been minimal or null. Due to the lack of data for this event, it was necessary to go back as far as the 1826 deluge to find more intense precipitation. The meteorological characteristics of the deluge suggest that it was a tropical storm rather than a warm low front, so precipitation, even at high altitudes on T, would have fallen in the form of rain rather than snow.

4. CONCLUSIONS

The precise dating of recent volcanism on T and PV provide effective geochronological control of the alluvial fans located over or under dated volcanic events. The blocks of alunite found on alluvia dated prior to 1.2 ka confirm that the fumarole activity near the summit occurred before the eruption of LN and was responsible for transporting the alluvia materials from the summit to the base of the volcano. The debris flow facies suggest the existence of flows of great magnitude associated, a priori, with violent, torrential rains. The material remains of the Guanche culture provide proof of the age of these events, and their absence in some sections of the alluvial fans, may hint to very local activity that occurred after the 16th century AD. The evidence of geomorphologic events of such great magnitude serves as warning that they should be taken into account in addition to meteorological data, when planning for hazard control and mitigation of water-associated mass movements.

ACKNOWLEDGEMENTS Our thanks go to Teide National Park and to .J.L. Mora (SIDIX of ULL)

REFERENCES Ablay, G.J.; Ernst, G.G.J; Martí, J. and

Spark, R.S.J. (1995). The subplinian eruption of Montaña Blanca, Tenerife. Bull. Volcanol. 57: 337 - 355

Ablay, G. J. and Martí, J. (2000). Stratigraphy, sctructure and volcanic evolution of Pico Teide-Pico Viejo formation, Tenerife, Canary Islands. Journal of Volcanology and Geothermal Research, 103: 175-208.

Bravo, T. (1962). El circo de Las Cañadas y sus dependencias. Bol.Real Soc. Esp. Historia Natural, 40, 93-108.

Bravo, T y J. Bravo-Bethencourt, (1989). Mapa volcanológico de Las Cañadas y Teide-Pico Viejo. En V.Araña y J. Coello (eds): Los Volcanes y la caldera del Parque Nacional del Teide. ICONA.

Carracedo, J.C.; Rodriguez-Badiola. E; Guillou. H.; S. Scaillet.; M. Paterne; F. J. Pérez-Torrado; R. Paris; U. Fra-Paleo y A. Hansen, (2006). Geocronología e historia volcánica del complejo volcánico del Teide y las Dorsales de Tenerife. En J.C. Carracedo (coordinador): LosVolcanes del Parque Nacional del Teide, OAPN, 69 – 97.

Ceballos, L. y F. Ortuño, (1954): Vegetación y flora forestal de las Canarias Occidentales. Instituto Forestal de Investigaciones y Experiencias. Madrid, 465 pp.

Martínez de Pisón, E. y F. Quirantes, (1981). El Teide. Estudio Geográfico. Ed. Interinsular Canaria. Santa Cruz

Tenerife. 187 pp. Quidelleur, X.. Guillot, P.Y. Soler, V.

and J.C. Lefevre, (2001).: K/Ar dating extended into the last millenium : aplication to the youngest effusive episode of the Teide volcano (Spain). Geophysical Research Letters, 28: 3067-3070.

400

Soler, V.; Carracedo, J.C. y F. Séller, (1984). Geomagnetic secular variation in historical lavas from the Canary Islands.Geophys.J.R.Astr.Soc. 78: 313 -318.

Fig. 2. Geomorphological map of studied area.


401

¿Cambio geomorfológico global? Implicaciones para la evaluación y predicción del riesgo de deslizamientos

(CAMGEO)

J. Bonachea (1), V.M. Bruschi (2), A. Cendrero (2), J. Remondo (2), V. Rivas (2), L. Salas (2), G. Méndez (3), M. Dantas (4), O.J. Pejón (4), L.V. Zuquette (4), R.

(1) Dep. Ciencias de la Tierra, Universidad de Zaragoza, España. [email protected].(2) Universidad de Cantabria, España. (3) Universidad de Vigo, España. (4) Universidade de São Paulo, Brasil. (5) Universidad Nacional de La Plata, Argentina.

Abstract Global geomorphic change? Consequences for landslide hazard assessment and prediction (GEOCHANGE) The aim of the present work is to better understand the geomorphic dimension of global change (not related to climate change), determine whether a quantifiable relationship between socioeconomic and geomorphic response indicators exists, and use it to improve landslide hazard prediction models. The working hypothesis is that there is a global geomorphic change, driven by human capacity to intervene on the earth’s surface. Human intervention on the territory affects certain processes, decreasing terrain resilience against them. The result is a frequency or magnitude increase of dangerous events (landslides, floods), denudation and associated sedimentation. If the hypothesis is correct, there should be a correlation between driving force (GDP), pressure (number of new buildings, volumes of geologic materials extracted, etc.), impact (land-use change) and response (landslide or flood frequency, denudation/sedimentation rates) indicators. Data on those indicators are being obtained in a variety of study areas.

Palabras clave: cambio geomorfológico global, desastres naturales Key words: global geomorphic change, natural disasters

1. INTRODUCCIÓN - OBJETIVOS

El presente proyecto intenta determinar si existen relaciones entre el modelo de desarrollo económico existente, la degradación de los sistemas geomorfológicos, la frecuencia o intensidad de los peligros relacionados, así como la tasa de producción y deposición de sedimento. La hipótesis de trabajo es que hay un cambio geomorfológico global, cuya fuerza motriz es el aumento de la capacidad de intervenir sobre el territorio (Cendrero et al., 2006). Esa intervención influye de manera directa e indirecta en ciertos procesos, disminuyendo la resistencia del terreno

ante los mismos, lo que origina un aumento en la frecuencia o intensidad de deslizamientos e inundaciones y de las tasas de erosión y sedimentación. La idea es determinar si el modelo propuesto (Fig. 1) es válido y si existen relaciones cuantitativas entre los indicadores correspondientes. Si la hipótesis es cierta, debe haber una correlación entre indicadores de fuerza motriz (Producto Interno Bruto, consumo energético), de presión sobre el territorio (cambios de uso, viviendas e infraestructuras construidas, volumen de materiales geológicos extraídos, etc.), los cuales producen impactos (superficie afectada por cambios de uso, modificaciones de la escorrentía y de la

Etcheverry (5), L.M. Forte (5) y M.A. Hurtado (5)

402

infiltración, variaciones de la cohesión de la capa superficial, etc.) que pueden desencadenar una respuesta de los sistemas naturales (aumentos de inundaciones, deslizamientos, erosión, sedimentación).

Fuerza motriz

Población + Riqueza + Tecnología

Presión

Más actividad y mayor intervención sobre el territorio

Impactos sobre el Estado

Cambios en la capa superficial, resiliencia de los sistemas,

comportamiento de los procesos, vulnerabilidad de los elementos

Respuesta

Aumento de la frecuencia y/o intensidad de eventos catastróficos,

y tasas de denudación y/o sedimentación

Fuerza motriz

Población + Riqueza + Tecnología

Presión

Más actividad y mayor intervención sobre el territorio

Impactos sobre el Estado

Cambios en la capa superficial, resiliencia de los sistemas,

comportamiento de los procesos, vulnerabilidad de los elementos

Respuesta

Aumento de la frecuencia y/o intensidad de eventos catastróficos,

y tasas de denudación y/o sedimentación

Fig. 1. Posible cadena de efectos crecientes entre factores impulsores socioeconómicos y respuesta de

los sistemas geomorfológicos. Cada paso probablemente representa un efecto multiplicador.

El objetivo general del proyecto es validar el modelo propuesto (FM-P-E-I-R), para ver si es posible establecer relaciones cuantitativas, entre indicadores socioeconómicos e indicadores de respuesta de los sistemas geomorfológicos. Si esas relaciones existen, pueden utilizarse para mejorar las previsiones sobre peligrosidad y riesgo hidrogeomorfológicos.

2. METODOLOGÍA

La metodología a seguir deriva directamente de la hipótesis de trabajo planteada. Se están obteniendo datos sobre algunos indicadores de fuerza motriz, presión, impacto y respuesta, en distintas zonas y a distintas escalas, con el fin de determinar si las evidencias adicionales son coherentes con dicho modelo. Como indicadores fundamentales de fuerza motriz se utilizarán el Producto Interno Bruto (PIB) y el consumo energético en cada zona. También se utilizarán datos correspondientes, por sectores (construcción; actividades agrícolas, ganaderas y forestales; industria;

actividades extractivas; servicios). Como indicadores de la respuesta geomorfológica del territorio se usarán las tasas de sedimentación y la frecuencia de episodios extremos de origen hidrogeomorfológico. Como indicadores de los eslabones intermedios de la cadena se utilizarán, por un lado, el número de viviendas construidas, los kilómetros de infraestructuras lineales y los volúmenes de materiales geológicos extraídos (presiones), todos ellos anualmente. Por otro lado, se determinará la “huella geomorfológica”, así como los cambios de uso del territorio (impactos). Los datos sobre estos indicadores solamente se obtendrán en zonas de extensión relativamente reducida, en las que es posible un análisis más detallado. Para ello se han seleccionado distintas zonas de estudio en las cuales recabar la información sobre indicadores. En Argentina, se han elegido dos tipos de cuencas para el análisis, una con un gran incremento del PIB total (no “per capita”) a lo largo del último siglo (la cuenca del Río de la Plata) y otra casi sin variación del mismo (la cuenca de la Laguna de Pozuelos, Jujuy). En Brasil, la zona de estudio se sitúa en el entorno del embalse de Barra Bonita. Esta zona ha experimentado desde los años 50-60 grados muy diferentes de transformación por actuaciones humanas (desarrollos urbanos importantes, transformaciones agrarias, etc.). En España se está trabajando en varias cuencas: ríos Ulló, Tuimil y Miñor (Pontevedra), río Deva (Guipúzcoa), cuencas de Rioturbio, Besaya y Asón (Cantabria). Igualmente, se están recopilando datos de ámbito global para distintos países sobre frecuencia de los procesos señalados e indicadores socioeconómicos. 3. RESULTADOS PRELIMINARES


403

Los datos existentes a distintos niveles, local, nacional y/o global reflejan un aumento considerable, durante el último siglo, en las tasas de determinados procesos geomorfológicos y en la frecuencia de los procesos hidrogeomorfológicos (inundaciones y relacionados) (Fig. 2). Los desastres debidos a procesos geológicos (terremotos y volcanes, los cuales no están influenciados por el clima ni por las actividades humanas) se han visto multiplicados por siete desde 1950, más o menos un incremento similar al experimentado por el PIB mundial durante el mismo periodo. Esto sugiere que la frecuencia de esos procesos se ha mantenido a lo largo del tiempo (como era lógico esperar), mientras que el número de eventos que han generado daños se ha visto incrementado debido a la existencia de una mayor exposición (número de personas y elementos materiales, que son reflejo del PIB). Los peligros climáticos han aumentado muy claramente, probablemente debido a lo que se ha comentado anteriormente, además de la mayor frecuencia de eventos meteorológicos extremos provocados por el cambio climático.

Fig. 2. Tendencias a nivel mundial de los principales tipos de desastres naturales (EM-DAT, 2005).

Pero el mayor incremento se produce en los peligros hidrogeomorfológicos, lo cual sugiere que, además de los dos factores anteriores, deben existir otros que juegan un papel importante. Si se compara la población, consumo de energía y PIB a escala mundial con la frecuencia de los desastres

hidrogeomorfológicos (Fig. 3), se observan tendencias de crecimiento similares, pero progresivamente más acusadas desde la primera a la última. Eso sugiere que podría existir una relación entre factores socioeconómicos e intensidad de procesos geomorfológicos.

0

5 106

1 107

1,5 107

2 107

2,5 107

3 107

3,5 107

0

50

100

150

200

1950 1960 1970 1980 1990 2000

Nº desa

stres hid

rogeom

orfologicos

Año

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, Con

sum

o de

Ene

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, Pob

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on

Nº desastres hidrogeomorfologicos

Producto Interior Bruto (M$)

Poblacion

Consumo de Energia (Ktoe)

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2 107

2,5 107

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0

50

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1950 1960 1970 1980 1990 2000

Nº desa

stres hid

rogeom

orfologicos

Año

PIB

, Con

sum

o de

Ene

rgia

, Pob

laci

on



Poblacion




Poblacion


Fig. 3. Evolución de población, PIB en millones de dólares americanos, consumo de energía en Ktoe

(kilotoneladas de equivalentes de petróleo) y número de desastres hidrogeomorfológicos a nivel mundial

durante la segunda mitad del pasado siglo. Elaboración propia.

Por otro lado, las frecuencias de procesos geomorfológicos a escala local (Bajo Deva, España; Remondo et al., 2005) y nacional (Italia; Guzzetti y Tonelli, 2004) muestran tendencias de aumento muy similares a la de los desastres hidrogeomorfológicos mundiales (Fig. 2). Los datos obtenidos hasta ahora para la región de Cantabria (población, PIB, construcción de viviendas y tasa promedio de sedimentación) (Fig. 4), muestran que durante el último siglo la población se ha multiplicado por 1,6, mientras que el PIB se ha incrementado 1800 veces, y la construcción de viviendas, que muestra una tendencia más irregular, se ha multiplicado por 4. Las tasas de sedimentación (promedio de 3 sondeos datados en 2 estuarios distintos) se han multiplicado

404

aproximadamente por 8. Al igual que en la Figura 3, donde PIB y desastres naturales tienen una evolución muy similar, en los datos para Cantabria se observa que PIB y tasas de sedimentación parecen tener una tendencia de aumento muy similar, sobre todo en los últimos 20 o 30 años. Estos datos son coherentes con los obtenidos por Rivas et al. (2006) para la cuenca del Besaya, donde se el aumento en las tasas de denudación y sedimentación parece estar también unido al desarrollo económico experimentado por la zona.

1920 1930 1940 1950 1960 1970 1981 1991 2001

Población

Viviendas

PIB

Tasa de sedimentación

Fig. 4. Evolución de población, construcción de viviendas, Producto Interior Bruto y tasas de

sedimentación. Se han obviado las unidades ya que las distintas escalas no son comparables.

Elaboración propia.

Por otro lado, se han analizado los datos de las 7 estaciones meteorológicas con series de datos más largas y de mejor calidad. Precipitación anual, nº días con P> 35 mm; P anual/nº días de P no muestran variaciones significativas lo que sugiere que la acción humana es el factor determinante.

4. CONCLUSIONES

Los datos obtenidos hasta el momento son coherentes con la hipótesis de partida; esto es, parece existir una relación directa entre el desarrollo económico y/o tecnológico y el aumento de procesos naturales tales como deslizamientos, inundaciones o erosión/sedimentación. No obstante son precisos análisis más amplios a fin de intentar confirmar el modelo. Si es

válido, podrá aplicarse para formular mejor los escenarios futuros de peligrosidad y riesgo de los procesos descritos.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por el Ministerio de Educación y Ciencia, España (Plan Nacional de I+D+i, proyecto CAMGEO, CGL2006-11431/BTE), la Agencia Española de Cooperación Internacional, AECI (Proyecto A/4846/06) y el CNPQ, Brasil (Proyecto 141501/2004-9).

REFERENCIAS

Cendrero, A., Remondo, J., Bonachea, J., Rivas, V. y Soto, J. (2006). Sensitivity of landscape evolution and geomorphic processes to direct and indirect human influence. Geografia Fisica e Geodinamica Quaternaria, 29, 125-137.

EM-DAT (2005). The OFDA/CRED International Disaster Database www.em-dat.net- Université Catholique de Louvain–Brussels, Belgium.

Guzzetti, F. y Tonelli, G. (2004). Information system on hydrological and geomorphological catastrophes in Italy (SICI): a tool for managing landslide and flood hazards. Natural Hazards and Earth System Sciences, 4, 213-232.

Remondo, J., González-Díez, A., Soto, J., Díaz de Terán, J.R. y Cendrero, A. (2005). Human impact on geomorphic processes and hazards in mountain areas. Geomorphology, 66, 69-84.

Rivas, V., Cendrero, A., Hurtado, M., Cabral, M., Giménez, J., Forte, L., del Río, L., Cantú, M. y Becker, A. (2006). Geomorphic consequences of urban development and mining activities; an analysis of study areas in Spain and Argentina. Geomorphology, 73 (3-4), 185-206.


405

Desarrollo de una metodología para el análisis morfométrico de deslizamientos mediante el empleo de

modelos MDE fiables

A. González Díez (1), J. Remondo(1), G. Fernández Maroto(1), J.R. Diaz-de-

(1) Departamento de Ciencias de la Tierra y Física de la Materia Condensada, Universidad de Cantabria Avd. de Los Castros s/n, Facultad de Ciencias, Universidad de Cantabria, Santander 39005. [email protected].

(2) Departamento de Ingeniería Cartográfica, Geodésica y Fotogrametría. Universidad de Jaén. Campus Las lagunillas s/n. 23071-Jaén.

Abstract Development of a methodological approach for morphometric analysis of landslides using reliable DEMs. Digital elevation models (DEM) are one of the most useful tools in the morphometric analyses of geomorphological processes, and particularly for slope processes. Digital Photogrammetry techniques are the principal source of DEMs, making possible to obtain massive data points (x,y,z) with high accuracy and spatial resolution. However, despite the use of this technique some problems still remain under discussion in order to build DEMs. DEM have to be reliable not only from a mathematical point of view even from a geomorphologic meaning. In this work, a new methodological approach focussed to solve these problems has been presented. The cross validation techniques are used to show the most reliable DEMs. The DEM selected is used to obtain the morphometric parameters that characterise the main geomorphologic features of debris flows.

Palabras clave: MDE, Flujos de derrubios, Rasgos geomorfológicos, Fotogrametría Dígital Key words: DEM, Debris flows, Geomorphological featrures, Digital photogrammetry

1. INTRODUCCIÓN

Los Modelos Digitales de Elevaciones (MDE) son, en general, una de las herramientas más útiles para el análisis morfométrico de los procesos geomorfológicos (González et al., 2004), y en particular, para el estudio geométrico de los procesos de inestabilidad de ladera (Carrara et al., 1995). Las técnicas de teledetección, y más concretamente las técnicas de fotogrametría digital, son la principal fuente de obtención masiva de los puntos (x, y, z), de alta precisión y resolución espacial, que mediante su oportuno tratamiento numérico permiten confeccionar MDE (Hancock y Willgoose, 2001). La fotogrametría digital, utilizando la información semántica contenida en las imágenes

capturadas, además proporciona información sobre factores condicionantes de los procesos de inestabilidad de laderas y facilita la elaboración de mapas precisos acerca de los rasgos geomorfológicos internos de estos procesos, así como elementos antrópicos (Olague et al., 2004). Sin embargo, y a pesar de la utilización de esta técnica, existen todavía algunas dificultades que afectan al proceso de construcción de un MDE. Por ejemplo, qué es un MDE fiable? Hasta ahora, se entendía la fiabilidad del MDE desde un punto de vista numérico (Chilès y Delfiner, 1999; Delgado et al., 2001). Sin embargo, en la literatura se muestran ejemplos de MDE que son fiables numéricamente, pero que presentan problemas a la hora de retratar los elementos geomorfológicos

Teran(1), J. Cardenal(2), E. Mata(2), J.L. Perez-Garcia(2) y J. Delgado(2)

406

contenidos en una ladera inestable, y que son reflejo de su geometría (Olague et al., 2004; Cardenal et al., 2006). Otro enfoque, que proviene de la geomorfología, propone que un MDE es fiable cuando es fiable numéricamente y además cuando representa rasgos geomorfológicos fielmente. Es decir, cuando sobre el modelo pueden identificarse bien los principales rasgos geomorfológicos que caracterizan el procesos de tipologías similares o bien cuando aparecen bien representados rasgos geomorfológicos indicativos de su comportamiento cinemático y/o dinámico. ¿Cómo se puede saber si un MDE fiable numéricamente es también fiable geomorfológicamente? Un método para conocer esta doble fiabilidad es construyendo modelos de susceptibilidad (Remondo 2001). El mejor MDE produce los mejores modelos de susceptibilidad. Esto significa que la geometría del talud que se manifiesta, la existencia del proceso inestable está bien representada en el análisis. En este trabajo se presenta una metodología para obtener MDE fiables, tanto numéricamente (buenas y fiables masas de puntos X, Y, Z), como geomorfológicamente, que sean útiles en el análisis de los parámetros morfométricos de los deslizamientos. Los MDE se producirán mediante técnicas de fotogrametría digital, y la metodología se aplicará a flujos de derrubios (“debris flows”) situados dentro de la Cordillera Cantábrica, que afectan a depósitos morrénicos cuaternarios generados en el último pulso glacial.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El área de estudio se localiza en la cabecera del valle de Miera (Figura 1A).

Figura 1. A, Localización de la Cuenca de río Miera. B, Esquema geomorfológico. C, Flujos de derrubios.

D, Rasgos geomorfológicos principales.

El clima es suave y húmedo. La litología está dominada por rocas sedimentarias y depósitos cuaternarios. Los materiales sedimentarios buzan al ENE y están afectados un sistema de fracturas con direcciones SW-NE y NW-S, cuyos planos tienen buzamientos típicos verticales. El Cuaternario se dispone en la parte inferior del valle y sobre el pie de las laderas, encima de las formaciones sedimentarias. En la parte superior de las laderas dominan los afloramientos de roca, dominando los litosoles. Los depósitos cuaternarios están constituidos por till, sedimentos aluviales, y diversas formaciones edáficas como regosoles y cambisoles (Figura 1B). Las morrenas Pleistocenas, están en muchos lugares erosionadas por los diferentes eventos de flujos de derrubios (Foto 1C). Nuestro análisis se centra en el análisis geométrico de los flujos de derrubios más activos que aparecen en el paisaje. Los últimos flujos que quedan patentes en el relieve se iniciaron después de dos episodios de


407

tormenta que tuvieron lugar en 1983 y en 1994, ambos con intensidades de más de 100 mm en 24 horas, y con una duración de más de 36h. Para cada uno de los flujos se analizó la geometría de los siguientes rasgos geomorfológicos: los límites de coronas, canales y diques así como el cono de deyección.

3. METODOLOGÍA

La metodología comienza con un análisis visual de los principales rasgos geomorfológicos que caracterizan la citada tipología de los deslizamientos. Teniendo en cuenta el tamaño medio tanto longitud como anchura (longitud media/anchura media, en metros, del Cono, Canal, Corona 66,93/32,13; 52,68/4,12; 39,49/16,02) se calcularon las correspondientes resoluciones espaciales de los modelos estereoscópicos y la altura de vuelo a la que se tomaron las fotografías para analizar las laderas. Los trabajos de campo comenzaron con la construcción de una red de puntos de control y apoyo de imágenes. Esta red está formada por 47 puntos que se han medido sobre el terreno mediante receptores-emisores GPS de doble frecuencia. Todos los puntos apoyados pertenecen al Sistema Europeo de Referencia Terrestre de 1989 (ETRS89). Las coordenadas para el resto de los puntos del terreno se obtuvieron a través de post-procesamiento transformándose a UTMED50. Las imágenes tanto en color como en infrarrojo cercano se tomaron por una cámara aérea analógica RC30. Posteriormente, estas imágenes fueron digitalizadas con un tamaño de pixel de 15 micras, por medio de un escáner fotogramétrico. Más tarde, las imágenes digitales se procesaron en Socet.Set con Orima y LPS para obtener modelos digitales estereoscópicos dentro de una Estación Fotogramétrica Digital (EFD). Mediante la EFD se obtuvo un primer MDE a través de una

maya regular de puntos con una resolución espacial de 1m x 1m. Este modelo se corrigió y verificó mediante nuevos puntos medidos sobre el terreno con la antena GPS en modo cinemático. Los puntos del modelo con menor coeficiente de correlación fueron eliminados. El modelo corregido se utilizó como semilla y a partir de él, aplicando una estrategia adaptativa, se obtuvo un nuevo MDE tipo TIN de resolución espacil 0,10 m x 0,10 m. Posteriormente, el modelo fue editado de nuevo usando curvas de nivel dentro de la EFD. Se pulieron los errores topográficos y se digitalizaron las líneas de ruptura que constituyen los límites de los rasgos geomorfológicos considerados en el análisis (Figura 1D), estas líneas representan los límites de coronas, diques, etc. a analizar morfométricamente. Cada polilínea cartografiada se analiza punto por punto mediante el modelo estereoscópico creado en la EFD. A partir de esta base se crearon cuatro MDE de tipo matricial diferentes. Paralelamente, a partir de los modelos estereoscópicos digitales y usando la EFD se generó un mapa de los rasgos geomorfológicos típicos correspondientes a los flujos de derrubios, en el cual se representaron sus coronas, canales, conos de deyección, etc. Por medio de la validación cruzada y utilizando como referencia las coronas de estos movimientos y los diferentes MDE se construyeron los correspondientes modelos de susceptibilidad. La bondad del modelo de susceptibilidad se utiliza como criterio para saber la fiabilidad geomorfológica del DEM. Por último, el MDE más fiable fue usado para la extracción de puntos correspondientes a los rasgos geomorfológicos señalados. El análisis estadístico de dichos puntos se ha usado para mostrar las principales características morfométricas de estos procesos.

408

4. OBSERVACIONES FINALES

La validación cruzada muestra que el modelo más fiable de los obtenidos es el que tiene un tamaño de malla de 0,2 m x 0,2 m. este modelo está constituido por más de 12 millones de puntos medidos (Figura 2A). A partir de dicho modelo se presentó un primer análisis morfométrico de los flujos de derrubios, en el cual se representa la geometría de los principales rasgos geomorfológicos (corona, y el canal de cono). Los perfiles topográficos (longitudinal y transversal) muestran las características morfométricas típicas de los flujos de derrubios estudiados (Figura 2B) .

Figura 2. A, Validación cruzada de los MDE usados. B, Perfiles longitudinales y transversales de los flujos

estudiados. MDE fiable de flujo de derrubios..

Agradecimientos Los resultados de este trabajo han sido obtenidos al amparo del Proyecto CGL2006-05903, Plan Nacional I+D+i.

REFERENCIAS Cardenal, J., Delgado, J., Mata, E.,

González-Díez, A., Díaz de Terán, J., Francés, E., Salas, L., Bonachea J., Olague, I., Felicísimo, A.M., Chung, Ch.J. Fabbri, A., Soares, A. (2006). Aerial digital Photogrammetric monitoring for landslide susceptibility mapping. En: Sansò, F.; Gil, A.J. (Eds.): Geodetic Deformation Monitoring: From Geophysical to Engineering Roles.

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Carrara, A. Cardinali, M., Guzzetti F., Reichenbach, P. (1995). GIS technology in mapping landslide hazard. En: Carrara, A. Guzzetti, F. (Eds.), Geographical Information Systems in Assessing Natural Hazards, Kluwer Academic Publisher. The Netherlands , 135-175.

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González Díez, A., Remondo, J., Cendrero, A. (2004). Consideraciones sobre movimientos de ladera y clima. En Corominas, J., Alonso, E., Romana, M., Hürligmann, M., (Eds). VI Simposio Nacional sobre Taludes y laderas Inestables. UPC, UPV.Valencia, III, 1103-1130.

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Remondo, J. 2001. Elaboración y validación de mapas de susceptibilidad de deslizamientos mediante técnicas de análisis espacial. Tesis Doctoral. Universidad de Oviedo. Inédita. 350pp.


409

Cartografía de procesos geomorfológicos activos en laderas de embalses y su utilización para la

zonificación de amenaza

P. Fernández (1), A. García (2) y J. Alameda (3)

(1) Departamento de Geodinámica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. E- [email protected] FAX: 913944845

(2) Instituto Geológico y Minero de España, Ríos Rosas 23, 28003 Madrid (3) Iberhidra, San Juán Bautista 36, 28230 Las Rozas, Madrid

Cartography active geomorphics processes in reservoirs slopes and the hazard analysis Knowledge of risk factors regarding slope stability in reservoirs requires a detailed background study of the main dynamic processes acting in the surroundings of the basin. Geomorphological mapping provides excellent results in the determination of unstable slopes and their level of hazard. This essay analyzes the characteristics in the surroundings of Dañador, Guadalmena and Tranco de Beas reservoirs, all located within the basin Guadalquivir. A buffer zone, approximately 1.500 meters wide, around each reservoir was mapped, and a detailed geological and geomorphological database was obtained in which the surficial formations were included. The analysis of main geomorphic processes has allowed the delimitation of those areas that could suffer changes in their potential security level in the short term, thus affecting this level in the reservoir itself. The most important ones are those derived from slope processes (rock falls, landslides), slope erosion (gullies and rills) and karstic processes (subsidence and collapses).

Palabras clave: embalse, proceso geomorfológico, amenaza Key words: reservoir, geomorphic process, hazard

1. INTRODUCCIÓN

El conocimiento de los procesos geomorfológicos en las laderas de un embalse, junto a las características geológicas, es sin duda el factor preventivo principal en la detección de catástrofes naturales. En nuestro país son escasos los trabajos específicos sobre la estabilidad de laderas en embalses, si bien existe una creciente sensibilidad social hacía estos temas (Confederación Hidrográfica del Ebro, 2007). Los embalses estudiados han sido los de Dañador, Guadalmena y el Tranco de Beas, localizados en la cuenca alta del río Guadalquivir (Fig 1) Los embalses de Dañador y Guadalmena se sitúan sobre los materiales paleozoicos del sector más oriental del Macizo Ibérico, mientras que el Tranco de Beas, lo hace sobre las unidades del Prebético de Cazorla y Alcaraz (Vera, 2004)

Fig. 1. Situación geográfica de los embalses estudiados en la cuenca del río Guadalquivir

410

2. ENCUADRE GEOLOGICO

Las características geológicas de las laderas de los embalses estudiados condicionan en gran medida la actividad de los procesos geomorfológicos. Así para los embalses de Dañador y Guadalmena, la serie estratigráfica corresponde a un conjunto de pizarras (P1) fuertemente diaclasadas, de probable edad Silúrica, con intercalaciones de niveles de cuarcitas (C2), que en ocasiones se hacen dominantes. Localmente, existen afloramientos graníticos porfiroides (G). El embalse del Tranco de Beas presenta una estratigrafía mucho más variada (Dabrio, 1975). Dominan los materiales arcillo–arenoso, en facies Keuper, de edad Triásica (T2), sobre los que se apoya una potente serie carbonatada de edad Jurásica (J1), junto a afloramientos locales de Cretácico inferior (C1). Dentro de los materiales cuaternarios correspondientes a estos embalses, dominan los depósitos aluviales y coluviales (Fig. 2), en general, si bien existen afloramientos dispersos de terrazas bajas y conos de deyección en proximidad al vaso.

3. GEOMORFOLOGÍA

Se ha realizado la cartografía geomorfológica y de formaciones superficiales de una franja de aproximadamente 1.500 m de ancho alrededor de cada embalse, donde se recogen los principales procesos activos. Un ejemplo de esta cartografía se muestra en la Fig. 2, correspondiente al embalse del Tranco de Beas, donde se propone el establecimiento de unas “zonas” (sectores). El concepto de “zona” ha sido establecido en base a la presencia de uno o varios procesos dinámicos, cuya actividad pudiera suponer una amenaza a la vertiente o al propio embalse.

Fig. 2 Cartografía geomorfológica y procesos activos en el embalse del Tranco de Beas, con indicación de

las” zonas de amenaza” propuestas

Los procesos estudiados para los tres embalses son los siguientes.


411

3.1. Procesos Fluviales Se presentan en todas las laderas estudiadas, concentrando la escorrentía superficial en regueros y arroyada laminar. La incisión en arroyos tributarios es activa en algunos embalses (Guadalmena y el Tranco de Beas), alternando con rellenos de fondo de valle que dan lugar a conos de deyección al llegar al vaso. La erosión en cárcavas es activa en el embalse del Tranco de Beas, favorecida por la litología detrítica del Keuper, que suministra en este sector un aporte de sedimentos elevado (Cobo, 2002)

3.2. Procesos de Inestabilidad Los presentan de forma activa los embalses de Dañador y el Tranco de Beas. Los desprendimientos y caídas se asocian con laderas rectilíneas y con inclinaciones superiores a 20º. Las litologías competentes y la fracturación favorecen este proceso, cuya periodicidad da lugar a coluviones y canchales al píe del talud que estabilizan

el proceso. Los deslizamientos observados son en su mayoría rotacionales, presentando una cicatriz semicircular de longitud entre 91 y 110 m y un lóbulo de material deslizado de 106 a 127 m de largo. En la mayoría de los casos se aprecian grietas en la coronación, seguidas de una superficie cóncava de material y vegetación arrancada. Por último, se reconocen en algunas laderas procesos de reptación y solifluxión de poca peligrosidad.

3.3. Procesos Kársticos Se refieren a depresiones de contorno romboidal, asociadas a dolinas y sumideros y siempre asociados a los materiales calcáreos jurásicos del embalse del Tranco de Beas. Por su posición topográfica elevada, las dolinas no ocasionan perdidas de agua al embalse, pero si posibles riesgos derivados de hundimientos y colapsos. Estos procesos quedan recogidos en la Tabla I.

TABLA I: PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS Y PROCESOS ACTIVOSEmbalse Características Litológicas Procesos Activos

Sustrato For. Superficial. Tipo Proceso Grado Actividad

Dañador Pizarras P1

Aluviales

Terrazas

Coluviones

Alteritas

Fluviales Incisión lineal Arroyada laminar

Media Media - alta

Laderas Deslizamientos Caídas de bloques

Media – alta Media

Guadalmena Granitos G

Pizarras P1

Cuarcitas C2

Aluviales

Terrazas

Coluviones

Fluviales Incisión lineal Arroyada laminar Descalce

Media – alta Baja – media Baja

Laderas Deslizamientos Caídas de bloques

Baja Media

Tranco de Beas

Margas y arcillas C1

Dolomías y margas J1

Arcillas y areniscas T2

Aluviales

Terrazas

Coluviones

Conos de deyección

Fluviales Incisión lineal Acarcavamiento Descalce

MediaMedia – alta Baja

Laderas Deslizamientos Caídas de bloques Solifluxión

Media – alta Alta Media – alta

Kársticos Dolinas Media

412

4. CONCLUSIONES

A partir de la cartografía geológica y geomorfológica se ha elaborado el inventario y catalogación de los principales procesos actuantes en las márgenes de los vasos de los tres embalses (Tabla I) Además en dicha tabla se ha valorado cualitativamente el “grado de actividad” de cada proceso en cada embalse. La validación del grado de actividad se basa en los trabajos de campo realizados y en el análisis de fotogramas aéreos, cuyas fechas comprenden un periodo de mas de 30 años.

El grado de actividad y el número de procesos, inducen al establecimiento de diferentes “zonas”, cuya potencial peligrosidad es evidente. Una metodología similar a la aquí planteada ha sido utilizada previamente (Utrillas et al., 2005), recomendándose un mayor seguimiento y control para aquellas zonas problemáticas.

En nuestro trabajo se han diferenciado tres zonas de amenaza para el embalse del Tranco de Beas (Fig. 2); dos para el embalse de Dañador y tres para el de Guadalmena.

La alternancia litológica de materiales de distintas características reológicas, como en el caso del embalse del Tranco de Beas; es un factor determinante en lainestabilidad de laderas, sobre todo, cuando el peso del agua acumulada en los acuíferos calcáreos superiores, generan presiones de agua altas en las arcillas plásticas infrayacentes.

Los procesos de alteración que afectan al sustrato paleozoico, en los embalses de Dañador y Guadalmena, favorecen la concentración de la escorrentía en grietas que favorecen la inestabilidad.

Los procesos geomorfológicos más importantes son aquellos derivados de movimientos de ladera (caídas y deslizamientos); procesos de erosión

hídrica (incisión y acarcavamiento), así como los aportes de sedimentos al vaso que en ocasiones pueda suponer relleno acelerado del mismo. Finalmente los procesos cársticos (subsidencias y colapsos), tienen una menor relevancia.

REFERENCIAS

Cobo,R. (2002). Modelos de sedimentación en embalses. En: Sedimentación en embalses. Jornadas SEPREN. Madrid, 88-101

Confederación Hidrográfica del Ebro (Ed.) (2007). Jornadas técnicas sobre estabilidad de laderas en embalses.Zaragoza, 597 p.

Dabrio, C. (1975). Mapa Geológico de España 1: 50.000, hoja nº 908 (Santiago de La Espada). IGME. Madrid.

Utrillas, J.L., Joulain, Ch y Sánchez, J.A. (2005). Metodología de la C. H. Del Jucar en el análisis de la estabilidad de laderas de sus embalses. VI Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables. Valencia,

Vera, J.A. (Ed.) (2004). Geología de España. SGE-IGME, Madrid, 890 p.


413

Cartografía de zonas de salida de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo central español): factores

condicionantes y evolución temporal

A. Julián (1) y J. Chueca (1)

(1) Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio; Univ. de Zaragoza; 50009-Zaragoza; [email protected]

Abstract Mapping of avalanche starting zones in the Ordesa valley (Spanish central Pyrenees): conditioning factors and temporal evolution A mapping of avalanche starting zones in one sector of the Ordesa valley (Spanish central Pyrenees) is presented here. The conditioning factors used are: slope, terrain cover, altitude of the 0ºC isotherm and solar radiation. Susceptibility models are developed using these factors into a GIS (ArcGIS). The results show the evolution of the susceptibility to instability of the snowpack through the period December-May.

Palabras clave: aludes, análisis multicriterio, Pirineo central. Key words: avalanches, multicriteria analysis, central Pyrenees.

1. INTRODUCCIÓN

Los aludes de nieve constituyen un fenómeno frecuente que afecta a extensos sectores del Pirineo aragonés. En estos momentos son ya varios los trabajos de cierto detalle centrados en la caracterización de distintos tipos de aludes y en la cartografía de zonas susceptibles a su desencadenamiento (Julián y Chueca, 1999; Julián et al, 2001; Chueca y Julián, 2004). Uno de los sectores pirenaicos especialmente representativo, tanto por la frecuencia de las avalanchas como por tratarse de un territorio en el que las actividades recreativas ligadas a la montaña alcanzan una gran relevancia, es el valle de Ordesa.

En este trabajo, tomando como referencia la cartografía previa de zonas probables de aludes del Valle de Ordesa (Julián y Chueca, 1999) y la caracterización y tipología de canales de aludes establecidos para dicho sector (Chueca y Julián, 2004), seleccionamos una serie de cuencas de acumulación en las que cartografiamos las zonas

probables de salida de avalanchas. Los criterios considerados en la delimitación de dichas zonas han sido pendientes favorables (28º-45º), cubiertas favorables (sin bosque), y altitud de la isoterma de 0ºC (para los meses de diciembre a mayo). Por otra parte, la incorporación de la variable de radiación solar mensual nos ha permitido clasificar estas zonas en cuatro grados de susceptibilidad al desencadenamiento de aludes en función de los valores de radiación registrados en las mismas.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El valle de Ordesa se localiza en el Pirineo central aragonés (Fig.1). Integrado dentro del Parque Nacional de Ordesa y Monte Perdido, se halla recorrido por el río Arazas, que fluye con dirección Este-Oeste hasta unirse al río Ara por su margen izquierda. El contraste topográfico es muy marcado, oscilando las alturas s.n.m. entre los 1.200 m en el cauce del río Arazas, y los más de 3.000 m en algunas de sus cumbres más elevadas del margen

414

septentrional (Monte Perdido, 3.355 m; Cilindro, 3.322 m; o Taillón, 3.170 m) o los más de 2.000 m del margen meridional (Sierra de las Cutas, 2.236 m; o Custodia, 2.387 m).

Desde el punto de vista climático se trata de un espacio de alta montaña donde el mayor volumen de precipitaciones se produce en otoño y primavera, apreciándose un claro descenso en verano e invierno, época en la que buena parte de dichas precipitaciones son de carácter nivoso.



Para la realización de este trabajo partimos de la cartografía de zonas probables de aludes (Chueca y Julián, 1999) y de la caracterización y tipología de canales de aludes (Chueca y Julián, 2004). En este último trabajo establecimos cuatro tipos de canales de aludes con diferentes grados de dinamismo determinado por parámetros relacionados con los propios canales y con las cuencas de acumulación. En esta ocasión seleccionamos los canales de dinamismo medio (tipo cuatro; diez casos en total caracterizados por períodos de retorno medio-altos, cuencas de acumulación relativamente grandes, canales de largo recorrido longitudinal y pendientes medias) y nos

centramos en el análisis de las cuencas de acumulación correspondientes.

La información básica que utilizamos para elaborar la cartografía procede de la altimetría digital a escala 1:25.000 (Instituto Geográfico Nacional, Hojas 146: Macizo de Vignemale, y 178: Broto) y de la fotografía aérea a escala 1:25.000 (vuelo del Instituto Geográfico Nacional de 1981) de esa misma zona. Por otra parte, para establecer la ubicación altitudinal de la isoterma de 0ºC a lo largo del período de año en el cual hay nieve, incorporamos los resultados obtenidos por Chueca et al., (2004) para un sector próximo, situado entre los ríos Cinca y Noguera Pallaresa (diciembre: 1.744 m; enero: 1.527 m; febrero: 1.571 m; marzo: 1.876 m; abril: 2.103 m; y mayo: 2.557 m).

La integración de esta información básica en un Sistema de Información Geográfica (ArcGIS) permitió elaborar las cartografías derivadas de pendientes favorables (valores comprendidos entre los 28º y 45º), cubiertas favorables (roca desnuda, canchales y pastizales) y alturas favorables (alturas superiores al valor de la isoterma 0ºC correspondiente a cada mes del período recubierto por nieve). A estas tres variables se aplicó una evaluación multicriterio de tipo booleano, obteniéndose la delimitación de zonas susceptibles al desencadenamiento de aludes en las cuencas consideradas.

La radiación solar condiciona la temperatura del suelo y, por consiguiente, la evolución del manto de nieve. El cálculo de los valores de la radiación solar y su evolución a lo largo de la estación nival puede así ayudar a delimitar aquellos sectores de las cuencas más proclives a la desestabilización de la nieve. En este trabajo optamos por utilizar el programa informático Solar Analyst, (Fu y Rich,


415

2000), que ofrece la posibilidad de obtener para cada celda de un MDE la radiación solar global (expresada en KWhm-2).

Los intervalos de radiación solar global que consideramos para determinar el grado de susceptibilidad a la desestabilización de la nieve, y por tanto, al desencadenamiento de aludes, fueron los siguientes: susceptibilidad baja: < 65 KWhm-2; susceptibilidad media: 65-130 KWhm-2; susceptibilidad alta: 130-195 KWhm-2; y susceptibilidad muy alta: > 195 KWhm-

2.


Los resultados obtenidos aparecen reflejados en la figura 2. En esta figura

hemos cartografiado las cuencas de acumulación correspondientes a los diez canales de aludes de dinamismo medio, y la evolución mensual de la susceptibilidad a la desestabilización del manto nival en las mismas a lo largo del período diciembre-mayo. Como puede apreciarse, en buena parte de las cuencas puede originarse la salida de aludes: en diciembre esta superficie representa el 41,2% del total del área de estudio, en enero y febrero el 41,7%, en marzo el 39,6%, en abril el 36,6% y en mayo el 15%.

La disposición en bandas de estas zonas en las cuencas de mayores dimensiones se debe a la existencia de importantes escarpes verticalizados que rompen la continuidad topográfica de las mismas.

Fig. 2. Evolución de la susceptibilidad al desencadenamiento de aludes (zonas de salida).

416

Esta circunstancia determina que tan sólo cuando la acumulación de nieve es muy importante la desestabilización puede extenderse hacia los sectores inferiores y canalizarse el alud hasta el fondo del valle. Se trata, por tanto, de aludes con períodos de retorno medio-alto, pero de gran magnitud, de varios de los cuales tenemos constancia a través de diversas fuentes.

En cuanto a la distribución de los distintos grados de susceptibilidad a la desestabilización de la nieve a lo largo del período considerado se aprecia la siguiente evolución:

1) En el mes de diciembre la mayor parte de la superficie de las cuencas en las que puede originarse un alud presenta un grado de susceptibilidad bajo (38,4% respecto del total de las cuencas) y tan sólo un 2,8% lo hace en grado medio, debido a los bajos valores de radiación que se producen en este mes. 2) En el mes de enero estos dos intervalos tienden a equilibrarse algo más, registrándose un 25,9% de susceptibilidad baja y un 15,8 de susceptibilidad media. 3) En febrero la superficie afectada por una susceptibilidad media supera ya a la de susceptibilidad baja (34,9% y 6,8% respectivamente). 4) En el mes de marzo, el incremento de los valores de radiación que se registran en la zona se traduce en un predominio de los sectores con susceptibilidad alta (25,4%), seguido de los de susceptibilidad media (14%), estando casi ausentes los de susceptibilidad baja (0,2%). 5) En abril, toda la superficie de las cuencas en las que puede arrancar una avalancha, se engloba preferentemente dentro del intervalo de grado alto (34%) y en menor medida en el de grado medio (2,6%). 6) Por último, en mayo, la elevada altitud a la que se sitúa la isoterma de 0ºC (2.557 m), reduce considerablemente la

superficie en la que podría desestabilizarse la nieve; sin embargo, el importante incremento de los valores de radiación solar implica que, cuando se registran nevadas tardías en esas cotas, la susceptibilidad a la movilización de la nieve sea muy alta (9,8%) o alta (5,2%), estando ausentes los intervalos de susceptibilidad baja y media.

Agradecimientos El trabajo realizado se ha financiado mediante el proyecto de investigación CGL2007-62614/BTE (“Reconstrucción de episodios de aludes a partir del análisis dendrocronológico en los Pirineos).

REFERENCIAS

Chueca, J. y Julián, A. (2004). Caracterización y tipología de canales de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo central español). Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. (Sec. Geol..), 99 (1-4). 93 - 103.

Chueca, J., Julián, A., López Moreno, J.I., Peña, J.L., y Camins, J. (2004). Análisis de la evolución reciente de los glaciares del macizo de la Maladeta (Pirineo Central español): cuantificación de pérdidas de superficie y volumen, Boletín Glaciológico Aragonés, 5, 164 pp.

Julián, A. y Chueca, J (1999). Cartografía de zonas probables de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo aragonés), Geographicalia, 37, 73 - 86.

Julián, A., Peña, J.L., Chueca, J., Zabalza, J., Lapeña, A. y López, I. (2001). Cartografía de zonas probables de aludes en el Pirineo aragonés: metodología y resultados, Boletín de la A.G.E., 30, 119 - 134.

Fu, P. y Rich, P.M. (2000). The Solar Analyst 1.0. User Manual, Helios Environmental Modeling Institute, LLC, Vermont, 48 pp.


417

Aplicación de un análisis multicriterio a la delimitación de zonas probables de aludes (valle del Aguas Limpias,

Pirineo central español)

M. Palomo (1), A. Julián (2) y J. Chueca (2)

(1) Instituto Nacional de Meteorología; C/Leonardo Prieto Castro, 8; 28071-Madrid. (2) Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio; Univ. de Zaragoza; 50009-Zaragoza; [email protected]

Abstract Use of multicriteria analysis for delimitation of probable avalanche areas (Aguas Limpias valley, Spanish Pyrenees)

A map of probable avalanche areas using multicriteria analysis, developed into a GIS (ArcView), is presented here. The case study is placed in Aguas Limpias valley (Spanish Pyrenees). The results show the detailed spatial and temporal variations in avalanche distribution over the study area.

Palabras clave: aludes, análisis multicriterio, Pirineo central. Key words: avalanches, multicriteria analysis, central Pyrenees.

1. INTRODUCCIÓN

El Pirineo aragonés, el tramo de la cadena pirenaica con mayores elevaciones y más escarpada topografía, cuenta hasta la fecha con varios trabajos de detalle en los que se han cartografiado zonas de riesgo y caracterizado la tipología de aludes (Julián y Chueca, 1999; Julián et al, 2001; Chueca y Julián, 2004). Uno de los sectores de los que carecíamos de datos hasta la fecha, representativo tanto por la frecuencia de las avalanchas como por tratarse de un territorio en el que las actividades recreativas ligadas a la montaña alcanzan una gran relevancia, es la cabecera del valle del río Aguas Limpias o circo de Piedrafita.

En este trabajo analizamos los factores básicos con representación espacial que favorecen o determinan el desencadenamiento de aludes en ese ámbito, y presentamos una cartografía en la que se delimitan las áreas

susceptibles de verse afectadas por dicho fenómeno.

2. ÁREA DE ESTUDIO

El circo de Piedrafita se localiza en el Pirineo central aragonés (Fig. 1), en una zona de gran energía de relieve, con alturas (s.n.m.) que van desde los aproximadamente 1.600 m. en el cauce del río Aguas Limpias, hasta los más de 3000 m de algunos de sus picos más altos (Balaitus, 3.146 m; Frondiellas, 3.071 m; Gran Facha, 3.005 m).

El sector presenta un clima húmedo de montaña con influencia atlántica. Las precipitaciones muestran máximos en primavera y otoño, presentándose las nevadas más importantes entre diciembre y marzo; la altitud de la isoterma de 0ºC, que condiciona los fenómenos de innivación y permanencia de la nieve, presenta una variación anual entre los 1.611 m en el mes de febrero y los 2.998 m en el mes de octubre (de la Riva, 2000).

418



La metodología utilizada para elaborar la cartografía que aquí presentamos fue establecida en sus fundamentos básicos por el Ministerio de Agricultura francés (CEMAGREF, 1981). En Aragón, con algunas adaptaciones, ha sido utilizada en algunos sectores del Pirineo central (Julián y Chueca, 1999; Julián et al, 2001). En esos trabajos, a partir de la fotointerpretación, del trabajo de campo y de la realización de encuestas, se elaboraba una cartografía de zonas probables de aludes. La aplicación de Sistemas de Información Geográfica y Modelos Digitales de Elevaciones (MDE) para realizar este tipo de cartografías es más novedosa y cuenta con menos antecedentes (Palomo, 2007; Palomo et al., 2007).

La información básica que hemos incorporado al Sistema de Información Geográfica (ArcView 3.2) procede fundamentalmente de tres fuentes de

datos: i) altimetría digital a escala 1:25000 (Instituto Geográfico Nacional, Hoja 145: Sallent de Gállego); ii) fotografía aérea a escala 1:25.000 (vuelo del Instituto Geográfico Nacional de 1981) de esa misma zona; y iii) información de campo facilitada por los guardas del refugio de Respomuso, utilizada básicamente para delimitar con mayor precisión las zonas de sobreacumulación de nieve en el circo de Piedrafita. El proceso de trabajo seguido en nuestro caso, tal y como aparece reflejado en la Figura 2, comprendió: i) la selección y análisis de las variables que influyen en el desencadenamiento de los aludes; ii) la elaboración de un MDE del que se derivaron las cartografías de altitudes, pendientes y morfologías favorables; y iii) una fase de fotointerpretación, de la que se derivaron las cartografías de cubiertas y zonas de acumulación nival favorables.

Al final de este proceso se obtuvo como resultado una serie de mapas que constituyen los criterios (restricciones) utilizados para la realización de la evaluación multicriterio mediante el empleo del SIG. A estos criterios, que en cada mapa adoptan únicamente dos valores (0 y 1), se les aplica una serie de operadores aritméticos [Altitud F. × Pendiente F. × Cubierta F. × (1 + Morfología F. + Acumulación F.)] que permite obtener el mapa final de zonas favorables al desencadenamiento de aludes.

Fig. 2. Proceso de trabajo.

0 10 20 30 Ki lo m e te rsN

km


419

La altitud, las pendientes y las cubiertas del suelo se han considerado como factores principales. Por el contrario, la existencia de morfologías favorables o la sobreacumulación de nieve se han considerado como factores de intensificación, dado que únicamente favorecen el desencadenamiento de aludes cuando además se cumplen los factores principales. De estas combinaciones se obtuvieron seis mapas, uno por cada uno de los meses considerados en el estudio (diciembre a mayo), en los que la susceptibilidad al desencadenamiento de aludes puede adoptar valores de superposición booleana de 0 (susceptibilidad baja), 1 (suscept. moderada), 2 (suscept. alta) ó 3 (suscept. muy alta).

Las zonas con susceptibilidad baja, corresponderían a aquellas en las que al menos una de las variables principales es no favorable. Las zonas con probabilidad moderada se identifican con tramos en los que las variables principales (altitud, pendiente y cobertura) son favorables, pero no las de intensificación (morfología y sobreacumulación). Las zonas con susceptibilidad alta serían aquellas en

las que son favorables las variables principales y una de las variables de intensificación. Y, finalmente, las zonas de susceptibilidad muy alta corresponderían a tramos en los que todas las variables (principales y de intensificación) son favorables.


Los resultados obtenidos se reflejan en la Figura 3. Como puede apreciarse, gran parte de la superficie del circo de Piedrafita es susceptible de ser origen de un alud. Esta superficie disminuye a lo largo de la temporada, siendo máxima en enero y febrero, y mínima en mayo.

i) Las zonas con probabilidad baja al desencadenamiento representan el 66,2% de toda la superficie. En general, coinciden con las áreas que presentan menores pendientes (inferiores a 28º). Incluso en las mayores altitudes del área de estudio, la presencia de una topografía llana o con escasa pendiente hace que la probabilidad sea baja. De esta forma la probabilidad es baja en el fondo del circo, sensiblemente plano y, además, con presencia de una cubierta

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Fig. 3. Cartografía de zonas probables de aludes.

DICIEMBRE ENERO FEBRERO

MARZO ABRIL MAYO

420

que no favorece el desencadenamiento (bosque denso), o también en los fondos de valle adyacentes, pese a que en este último caso la cubierta sí es favorable al desencadenamiento. ii) Las zonas con probabilidad moderada son escasas (3,5%), de pequeñas dimensiones y, en general, se localizan en los márgenes de las áreas con probabilidad alta o muy alta, Así, aparecen dispersas por todo el circo a una gran variedad de altitudes y orientaciones. iii) En cuanto a las zonas con probabilidad alta, se encuentran ampliamente representadas por todo el circo a distintas alturas y orientaciones (25,8%). Estos sectores se asemejan bastante a las zonas con morfologías favorables, por lo que parece que en esta categoría el criterio de intensificación que prima es el de la morfología, frente al de la sobreacumulación. iv) Por último, las zonas con probabilidad muy altaaparecen asociadas mayoritariamente a las zonas de sobreacumulacion y representan el 4,5% de la superficie total. Corresponden a los tramos con mayor altitud, siendo mucho más frecuentes en el cuadrante noroeste del circo (valles de Arriel, Frondiellas y al pie del Balaitús), debido a que la topografía favorece la sobreacumulación nival.

Respecto a la evolución temporal de las zonas susceptibles al desencadenamiento de aludes, está condicionada por la variación de la altitud de la isoterma de 0ºC a lo largo de la temporada. Durante los meses de diciembre, enero, febrero y marzo, la altitud de esta isoterma se encuentra por debajo de los 2.000 m y, puesto que la mayor parte del área de estudio se encuentra por encima de dicha altitud, durante estos meses apenas se aprecian variaciones significativas en las cartografías de zonas probables de aludes. En el mes de abril, la altitud de la isoterma de 0ºC asciende hasta los

2.091 m y comienzan a observarse algunas diferencias importantes, especialmente en el sector de confluencia del barranco de Arriel con el río Aguas Limpias, donde se incrementa la superficie de las zonas de probabilidad baja. Por último, durante el mes de mayo, con el ascenso de la isoterma de 0ºC hasta los 2.569 m, las zonas con probabilidades moderadas, altas o muy altas quedan reducidas a las áreas más elevadas, especialmente en los circos de Frondiellas y Balaitús y en el extremo oriental del sector cartografiado.

REFERENCIAS

CEMAGREF (1981). Plan de zones exposées aux avalanches. Ministère de l’Agriculture, Paris.

Chueca, J. y Julián, A. (2004). Caracterización y tipología de canales de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo central español). Bol. R. Soc. Esp. Hist. Nat. (Sec. Geol.), 99 (1-4), 93 - 103.

Julián, A. y Chueca, J (1999). Cartografía de zonas probables de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo aragonés), Geographicalia, 37, 73 - 86.

Julián, A., Peña, J.L., Chueca, J., Zabalza, J., Lapeña, A. y López, I. (2001). Cartografía de zonas probables de aludes en el Pirineo aragonés: metodología y resultados, Boletín de la A.G.E., 30, 119 - 134.

Palomo, M. (2007). Análisis temporal y espacial del desencadenamiento de aludes en el circo de Piedrafita (Huesca). Proyecto Fin de Carrera, Universidad de Zaragoza (inédito), 80 pp.

Palomo, M., Chueca, J. y Julián, A. (2007). Use of multicriteria analysis for delimitation of avalanche unleashing areas in Aguas Limpias Valley, Spanish Pyrenees. Abstracts International Conference on Alpine Meteorology,Chambéry, 3K.10.

GEOMORFOLOGÍA Y GESTIÓN DE ESPACIOS NATURALES


423

Caracterización del modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico de la laguna de Charrodo

(Complejo Endorreico Lebrija-Las Cabezas, Sevilla)

C. Borja (1), F. Borja (2) y A. Lama (3)

(1) Departamento de Geografía Física y Análisis Geográfico Regional. Facultad de Geografía e Historia Universidad de Sevilla. C/ María de Padilla s/n. 41004-Sevilla. [email protected]

(2) Área de Geografía Física. Departamento de Historia II. Universidad de Huelva. Avda. de las Fuerzas Armadas s/n. 21007-Huelva.

(3) A.T. Clave. C/ Progreso, nº 5. 41013-Sevilla.

Abstract The hydrogeomorphological model of Charrodo wetland (Seville, Spain). The main goal of this study is to show the hydro-geomorphological model of Charrodo wetland. It has been carried out an analysis of the structural and functional wetland elements since 2005 to 2007, including the management of all the information in a GIS. The current model of Charrodo wetland dynamics exhibits a disabled ecosystem to complete their natural functions. The advanced state of filling, generated by accelerated alluviation, has finally and strongly altered the wetland ecological framework.

Palabras clave: humedales, modelo hidrogeomorfológico, manejo antrópico. Key words: wetlands, hydro-geomorphological model, human management.

1. INTRODUCCIÓN Y ÁREA DE ESTUDIO

En el presente trabajo se muestra parte de los resultados obtenidos en el marco del proyecto Bases ecológicas para la restauración ecológica de la laguna de Charrodo (Complejo Endorreico de Lebrija-Las Cabezas, Sevilla), que coordinado por la Universidad de Sevilla en colaboración con la de Huelva, y financiado por EGMASA y la Delegación Provincial de Medio Ambiente de Sevilla (Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía), se ha desarrollado durante los años 2005 a 2007.

La laguna de Charrodo se localiza en el sector más occidental del piedemonte Bético, siendo el más septentrional de los que componen el Complejo Endorreico Lebrija-Las Cabezas (Fig.1).

Fig. 1. Localización de la laguna de Charrodo

Ubicada en el extremo sur de la provincia de Sevilla, constituye una depresión inundable de fondo plano, escasa profundidad y forma de herradura (Moreira et al., 2005) cuyo cuadro ecológico ha experimentado una gran transformación provocada por

424

importantes procesos de erosión de cuenca y colmatación.

2. OBJETIVOS, MATERIAL Y MÉTODO.

El objetivo principal del trabajo se cifra en la caracterización del modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico del humedal objeto de estudio, como punto de partida para la implementación de las bases para su restauración.

Metodológicamente, se ha llevado a cabo un análisis de los principales elementos estructurales y funcionales de la laguna, practicando un seguimiento de campo de las diferentes variables hidrogeomorfológicas, mediante una revisión mensual de las mismas durante dos ciclos hidrológicos (2005-06 / 2006-07). Este seguimiento se ha centrado en el control de la profundidad media y la extensión de la lámina de agua, la presencia y profundidad de flujos subsuperficiales, la revisión de las fuentes y pozos de la cuenca, así como en la caracterización morfodinámica y del modelado actual del humedal. Todo ello se ha completado con otro tipo de análisis, entre los que están: la fotointerpretación del área a partir de fotogramas y ortofotos digitales de diversos años, el estudio edafosedimentario de las formaciones superficiales asociadas al humedal, un levantamiento topográfico a detalle de la cubeta y la cuenca, el inventario de las formaciones vegetales, el análisis estadístico de las precipitaciones, y finalmente la implementación de toda esta información en un SIG.

3. RESULTADOS

El tratamiento de la información levantada ha permitido la definición del modelo hidrogeomorfológico de la laguna (Fig. 2), desde el que se plantea

la existencia de dos escenarios claves a lo largo del ciclo hidrológico: por un lado, un escenario de máximo seco correspondiente a la fase final del ciclo hidrológico que coincide con los meses de verano; y, por otro, un escenario de máximo húmedo que corresponde al momento de aguas altas del humedal. En la figura citada se aprecia también cómo el predominio de procesos, morfologías y depósitos asociados a la arroyada en todas sus manifestaciones, constituyen lo más representativo a este respecto. De igual modo, se pone en evidencia la importante participación de los flujos subsuperficiales, con surgencias a media ladera en el desarrollo de cárcavas y regueros, y cómo éstos últimos son los principales responsables del proceso de colmatación general de la laguna.

El análisis de los ciclos hidrológicos correspondientes a los años 2005-06 y 2006-07 (Borja et al., 2007) registra un comportamiento hidrológico de la laguna bastante contrapuesto. El primero de ellos muestra un humedal que no embalsa agua alguna en superficie, a pesar de recibir aporte algo por encima de los 400 mm/año. Por ello, para el escenario de máximo seco únicamente se identifican dos elementos funcionales: evapotranspiración y el desecación de fondos (agrietamiento). Por su parte, para el escenario de máximo húmedo se reconocen la precipitación y evapotranspiración, y, como consecuencia del primero, la infiltración, la circulación subsuperficial y, posiblemente, la surgencia de agua a media ladera. Igualmente, se reconocen episodios de arroyada difusa asociada a los diferentes eventos pluviométricos registrados durante el período considerado. En el ciclo hidrológico 2006-07 el escenario de máximo seco reproduce el mismo esquema planteado


425

Figura 2. Modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico de la laguna de Charrodo. Se establecen dos escenarios contrapuestos de máximo seco y máximo húmedo para los que se identifican los elementos estructurales y

funcionales del ecosistema.

en el caso anterior, mientras que para el caso del escenario húmedo la situación es bastante diferente. Así, es posible reconocer el máximo volumen de agua que el humedal es capaz de albergar en su situación actual, pues, a pesar de haber llovido, en términos absolutos, tan sólo 50 mm más que en ciclo anterior, lo ha hecho de una forma más concentrada y con picos diarios más altos que entonces. Con el volumen de agua embalsado en este episodio entra en funcionamiento un desagüe artificial que conecta el humedal con el arroyo Salado de Las Cabezas. Este “aliviadero” ha estado funcional en los controles llevados a cabo en los meses de diciembre (06), enero y febrero (07).

Bajo este régimen de precipitaciones se activa todo un cortejo de procesos relacionados con la presencia directa del agua superficial y subsuperficial. En primer lugar se reconocen procesos

relacionados con la arroyada en todas sus manifestaciones: tanto difusa como concentrada, tanto en regueros como en cárcavas. Asimismo, los flujos subsuperficiales y los subterráneos se reactivan, poniéndose en marcha las surgencias asociadas a ellos, que como ya se indicó, se sitúan en posición de media ladera, habiéndose contabilizado un total de trece dentro de la cuenca vertiente. El mantenimiento de un importante volumen de agua embalsada con un desagüe funcional durante períodos en los que no se han registrado precipitaciones parece evidenciar un retardo en la llegada de agua a la cubeta, lo cual constituye un mecanismo claramente asociado a flujos subterráneos. Igualmente, se reconoce la entrada de agua superficial procedente de la cuenca contigua canalizada por las cunetas de la carretera SE-5207, que genera importantes efectos de incisión.

426

Asociados a los flujos superficiales se genera un importante trasvase de sedimentos desde los ámbitos de ladera de la cuenca hacia el fondo de la cubeta. El resultado es el progreso de las formas de incisión de orden métrico en los ámbitos afectados por cárcavas y regueros, una proyección de incipientes conos aluviales en los bordes de la cubeta, así como el aumento de aportes de materiales finos que se acumulan en el centro de la misma. Especialmente llamativa fue la situación que se produjo a mediados del mes de octubre de 2006 después de las primeras lluvias de otoño, con una cubeta completamente arrasada por un incendio incontrolado ocurrido en el mes de agosto, y una cuenca con un suelo totalmente desnudo sin ningún tipo de vegetación ni cultivo que la protegiese, produciéndose una entrada de materiales finos a la cubeta lagunar de orden decimétrico.

4. CONCLUSIONES

Desde el punto de vista hidrológico, las alteraciones más significativas son: el incremento de caudales procedentes de cuencas contiguas mediante capturas por cunetas y pasos de fábrica; la concentración y aceleración de flujos superficiales entrantes, con el consiguiente aumento de competencia; la pérdida por drenajes artificiales; y el desajuste del hidroperiodo, con tendencia a su reducción progresiva. Desde el punto de vista morfodinámico los procesos más destacados son: alteraciones del régimen morfodinámico (sistema de laderas y medio palustre s/s); afianzamiento de la arroyada concentrada por inducción antrópica (deforestación, arado en el sentido de la pendiente, concentración de flujos…) (Borja et al., en prensa); incremento de la erosión y desarrollo del sistema de cárcavas en la cuenca con alteración del contorno lagunar por desarrollo de

conos aluviales; aumento de las tasas de sedimentación, colmatación general de la cubeta; regresión de los procesos edáficos; y, finalmente, modificaciones del micromodelado.

A la vista del actual modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico de la laguna de Charrodo, puede concluirse que nos encontramos ante un ecosistema con importantes desajustes, tanto en su componente estructural como en lo que se refiere al desempeño de sus funciones naturales. El avanzado estado de colmatación en fondo y márgenes de la cubeta, generado por una reactivación de origen antrópico de la morfodinámica aluvial de la cuenca vertiente y un inadecuado manejo de cubierta vegetal, ha terminado por impactar intensamente el cuadro ecológico del humedal.

Agradecimientos EGMASA y Delegación Provincial de Medio Ambiente de Sevilla (CMAJA).

REFERENCIAS

Borja, C.; Borja, F. y Lama, A. (2007). Repercusiones de los cambios de usos del suelo en la conservación de humedales. El caso de la laguna de Charrodo (Complejo Endorreico de Lebrija-Las Cabezas, Sevilla). Agricultura y Medio Ambiente. Asaja. Sevilla. 161-164 pp.

Borja, C.; Borja, F. y Lama, A. (2007). Bases ecológicas para la restauración de la laguna de Charrodo. Complejo Endorreico Lebrija-Las Cabezas (Sevilla). EGAMASA (Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía). Sevilla. Informe inédito, 185 pp.

Moreira, J.M.; Montes, C.; Pascual, M. y García Padilla, M. (2005). Caracterización ambiental de humedales en Andalucía. Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía. Sevilla, 511 pp.


427

Dinámica hidrogeomorfológica y presión antrópica en pequeñas cuencas mediterráneas. El caso del arroyo

El Partido (Huelva, SW España)

C. Borja (1), F. Borja (2), A. Lama (3) y M. Fernández (1)

(1) Departamento de Geografía Física y A.G.R. Universidad de Sevilla. C/ María de Padilla s/n. 41004-Sevilla [email protected]

(2) Área de Geografía Física. Departamento de Historia II. Universidad de Huelva. Avda. de las Fuerzas Armadas s/n. 21007-Huelva.

(3) A.T. Clave. C/ Progreso, 5. 41013-Sevilla.

Abstract Hydrogeomorphological dynamic and human pressure in small mediterranean catchments. Recent hydrogeomorphological processes and human pressure are recognised from El Partido River, a small Mediterranean river located at Huelva Province (SW Spain). This work shows that the lithologic and morfhotopographic features and the changes land use, deforestation and quarrying are the main factors causing important soils losses. Straightening of some river tranches, destruction of riparian vegetation… are also recognised impacts on the El Partido channels system. These activities have rendered the land surface very vulnerable to erosion, most obviously in the form of gullying but more importantly sheet erosion. By this cause, erosion-silting processes are also widespread on El Partido channels system.

Palabras clave: análisis hidrogeomorfológico, impacto antrópico, Arroyo El Partido. Key words: hydrogeomorphological analysis, human impact, El Partido river.

1. INTRODUCCIÓN

El presente trabajo constituye un avance de los resultados del proyecto de investigación Análisis de riesgos geomorfológicos y evaluación de procesos de erosión en la cuenca del arroyo del Partido (Huelva) que, coordinado por la Universidad de Huelva y en colaboración con la Universidad de Sevilla, se viene desarrollando en los últimos años dentro del marco general de las actuaciones del Proyecto Doñana 2005 (MIMA).

El arroyo del Partido constituye una de las cuencas menores que, junto a la del Guadiamar y La Rocina entre otras, vierten sus aguas directamente a la margen derecha de las marismas del

Guadalquivir. Actualmente constituye un sistema hidrogeomorfológico muy desarticulado estructural y funcionalmente (Borja et al., 2006; Fernández et al., 2007), siendo el máximo exponente de esta situación el importante cono aluvial desarrollado en el contacto con la marisma del Guadalquivir, el cual está afectando al cuadro ecológico de este emblemático ámbito del Espacio Natural Doñana (Borja y Gómez, 2002; Mintegui et al.,2006). Localizada en el prelitoral de la Depresión Inferior del Guadalquivir, al SE de la provincia de Huelva, esta cuenca ocupa unas 30.000 ha, presentando una planta alargada en sentido NW-SE, más ancha en su tramo medio-alto y más estrecha y alargada en su tramo final (Fig. 1).

428

Fig. 1. Localización de la cuenca del arroyo del Partido (Huelva, SW España)

El objetivo de la presente comunicación es plantear un diagnóstico a nivel de detalle de la trama hidrogeomorfológica del actual sistema cauce/llanura aluvial, a efectos de detectar las principales fuentes de impacto que afectan al sistema.


La metodología utilizada ha consistido en la realización de una sectorización de la red hidrográfica principal de la cuenca, a partir de la identificación de una serie de tramos-diagnóstico los cuales se caracterizan en función del análisis combinado de los elementos naturales de las riberas (cauce, canal, lecho, llanura aluvial…) y de la incidencia humana sobre los mismos (ya sea de forma directa: mediante canalización y/o rectificación del canal, interposición de infraestructuras viarias, peraltado de orillas, obstrucción del flujo…; ya sea indirectamente: mediante malas prácticas agrícolas, cambios en los usos del suelo, desmontes…).

3. RESULTADOS

Se han identificado un total de 14 tramos-diagnóstico cuya distribución puede apreciarse en la figura 2.

Fig. 2. Localización de los tramos-diagnóstico en la cuenca del arroyo del Partido (Huelva, SW España).

En la Tabla 1 se recogen las principales características hidrogeomorfológicas y los impactos sobre la estructura y el funcionamiento de cada uno de ellos, observándose cómo la incidencia humana proviene principalmente de la implantación de unas infraestructuras a veces mal dimensionadas (puentes, vados, obras de protección, represas artificiales, tramos urbanos con edificaciones hasta las orillas…), así como de un manejo inadecuado de los canales (rectificación y vaciado de canales, impermeabilización de fondos, modificación de taludes…) y de las orillas y la llanura aluvial (motas artificiales, peraltado de orillas, rellenos con escombros, eliminación de cauces secundarios, cercados ganaderos…), orientado por lo general a favorecer las prácticas agrícolas.


429

TABLA I. CARACTERIZACIÓN GENERAL DE LOS TRAMOS-DIAGNÓSTICO

Tramo Cauce Canal Depósitos Orilla Llanura aluvial

Vegetación de ribera

Afección antrópica

1

De lineal a levemente sinuoso

Monocanal incidido en el substrato areno-margoso

Abundante carga sedimentaria de fondo

Cubiertas por importantes depósitos de arena

No existe Escasos rodales de vegetación de ribera

Canteras; desmontes; rectificación tramos; peraltado de orillas; construcción muros; ocupación del DPH

2


Monocanal incidido en el substrato areno-margoso terciario



No existe Muy escasos rodales de vegetación de ribera


3





No existe Escasos rodales de vegetación de ribera


4



Depósitos de floodouts y mantos de arena de llanura aluvial (floodplain sand sheet)

Manejadas antrópica-mente

Llanura aluvial incipiente

Proliferación Arundo donax

Rectificación tramos; peraltado de orillas; ocupación del DPH; vaciado excesivo de fondo del canal

5Lineal artificial

Canal artificial No existen De gaviones y muros de hormigón

No existe No existe Canal artificial impermeabilización

6

Lineal/ sinuoso artificial

Monocanal con sector incidido, con meandros pronunciados y con sector lineal

Barras arenosas laterales y centrales

Artificiales muy verticales / escollera y muros de gaviones

No existe Proliferación Arundo donax

Canal artificial

7

Sinuoso Monocanal con meandros regulares poco marcados

Abundante carga sedimentaria de fondo; depósitos de floodouts y mantos de arena: floodplain sand sheet


Llanura aluvial incipiente

Vegetación casi inexistente

Rectificación tramos; peraltado de orillas; ocupación del DPH; relleno artificial de los márgenes fluviales

8

Expandido de lineal a levemente sinuoso

Multicanal meandrinoso incididos en el substrato

Abundante carga sedimentaria; barras de point bar;laterales y centrales

Paredes verticalizadas de gran altura

No existe Vegetación casi inexistente

Ocupación del DPH

9

Meandriforme Ancho y poco incidido, mono-canal / multica-nal con meandros pronunciados

Barras arenosas laterales, centrales y especialmente de point bar; algún depósito de sobrecanal

Poco marcadas se vuelven mas verticalizadas al final del tramo

Llanura aluvial y terraza histórica con algún paleocanal

Algunos rodales de vegetación de ribera

Vados y acumulaciones de material de vertedero

10

Lineal a levemente sinuoso

Ancho y multicanal

No se reconocen Poco marcadas

Llanura aluvial con cripto- humedales

Vegetación hidrófila

Destoconado eucaliptar

11

Expandido de sinuoso a meandriforme

Multicanal de tipo meandrinoso incididos en el substrato

Abundante carga sedimentaria; barras de point bar;barras adosadas y centrales


No existe Vegetación casi inexistente

Actuaciones de protección de márgenes (escollera); vados

12

Expandido de sinuoso a meandriforme

Multicanal de tipo meandrinoso incididos en la llanura aluvial

Abundante carga sedimentaria; desarrollo de numerosas barras de point bar; barras adosadas y centrales


Llanura aluvial incidida y desconec-tada del cauce

Vegetación casi inexistente

Construcción de muros de contención de crecidas; actuaciones de protección de márgenes (escollera)

13

Lineal y meandriforme en el sector final

Monocanal incidido sobre el substrato

No se reconocen Suaves en cabecera y más verticali-zadas en el sector final

No se reconoce

Eucaliptal Manejo forestal inten-sivo con maquinaria pesada; impermeabili-zación del canal por plásticos

14

Sinuoso a meandriforme en el sector alto y expandido en el sector final

Monocanal incidido en el substrato areno-margoso terciario en el tramo alto y meandriforme en el tramo final

Abundante carga sedimentaria de fondo y desarrollo de barras adosadas, centrales; avulsión

Paredes verticalizadas en el sector bajo

No se reconoce

PinarEucaliptal

Manejo forestal; técnicas agrícolas impermeabilizantes; limpieza de canales, rectificación tramos; ocupación del DPH

430

No obstante, el análisis de los tramos diagnósticos pone igualmente en evidencia que las actuales disfunciones del sistema fluvial no son fruto sólo de la acción humana directa sobre el complejo canal-orilla-llanura aluvial, sino asimismo de un prolongado e intenso manejo antrópico de la cuenca en su conjunto. En este proceso se distingue una primera de fase, desde mediados del siglo pasado hasta el comienzo de la década de los 90, caracterizada por una importante pérdida de la cubierta vegetal natural, así como de los cultivos tradicionales (olivar y, sobre todo, viñedo), lo que se acompaña de un incremento de los cultivos herbáceos y leñosos, tanto de regadío como de secano, así como de las parcelas de eucaliptal. En una segunda fase, a partir de 1991, tanto los cultivos de regadío como las áreas de eucalipto decrecen significativamente, hay un repunte de la extensión de viñedo y se mantiene el resto de los usos; asimismo, en este momento hay que destacar la aparición de zonas de extracción de áridos que, aunque no presentan una gran extensión, sí comportan un gran de impacto sobre el sistema fluvial (Fernández et al., 2007).

4. CONCLUSIONES

A la vista de todo lo anterior cabe insistir en que la actual desarticulación del sistema fluvial del Partido ha progresado al mismo ritmo al que ha ido desapareciendo el antiguo sistema agroforestal (el paisaje cultural), caracterizado por unas cabeceras donde se conservaban amplias zonas de bosque natural y unas laderas donde se acomodaba una agricultura de corte tradicional. Estos cambios se están traduciendo en la instalación de un nuevo dispositivo erosivo-sedimentario caracterizado por unas cabeceras donde progresa un complejo sistema de

cárcavas asociado a desmontes, canteras y agroplásticos; unos tramos mediosafectados por intensos procesos de colmatación y plena ocupación del dominio público hidráulico (lo que habitualmente se acompaña por el desmantelamiento de la vegetación de ribera, el peraltado de orillas para protección de cultivos, canalizaciones artificiales, etc.); unos tramos finalesafectados por importantes procesos de erosión lateral y desmantelamiento del sistema cauce-orillas-llanuras aluviales. Todo lo cual está poniendo en movimiento una ingente cantidad de sedimentos, hasta el punto de que muchos tramos de la red fluvial del Partido podrían caracterizarse como verdaderos “ríos de arena”.

Agradecimientos CHG-MIMA; Proyecto Doñana 2005.

REFERENCIAS Borja, F. y Gómez-Ponce, C. (2002).

Cambios recientes de usos del suelo y respuestas morfohidrográficas en las cuencas menores y marismas del sector NW del Parque Nacional de Doñana. En Pérez González, A., Vegas, J. y Machado, M.J. (Eds.): Aportaciones de la Geomorfología de España en el inicio del Tercer Milenio. Serie Geología nº 1. SEG-IGME. Madrid, 31-36.

Borja, F; Borja, C.; Lama, A y Fernández, M. (2006). Análisis de riesgos geomorfológicos y evaluación de procesos de erosión en la cuenca del arroyo del Partido, Huelva. Informe previo sobre el estado actual de la investigación. Informe inédito (MIMA). Huelva, 82 pp.

Fernández, M.; Borja, F. y Borja, C. (2007). Análisis de la evolución de los usos del suelo en la cuenca del arroyo del Partido durante las últimas décadas. La geografía en la frontera de los conocimientos. AGE-UPO. Sevilla, 1-9.

Mintegui, J.A.; Robredo, J.C. y Sendra, P.J. (2006). Avenidas torrenciales en el Arroyo del Partido y su incidencia en la marisma del Parque Nacional de Doñana. O.A.P.N. Madrid, 373 pp.


431

El papel de la geología y la geomorfología en la Directiva Hábitats de la Unión Europea

L. Carcavilla (1), A. De la Hera (1), J.J. Durán (1), F.J. Gracia (2), A. Pérez Alberti (3) y P. A. Robledo (1)

(1) Instituto Geológico y Minero de España. C/Ríos Rosas 23, 28003, Madrid. [email protected](2) Depto. Ciencias de la Tierra, Facultad de CC del Mar y Ambientales. Universidad de Cádiz, Puerto Real. (3) Departamento de Xeografía. Facultade de Xeografia e Historia. Universidad de Santiago de Compostela.

Abstract:

The “Red Natura 2000” is the main initiative from the European Union (EU) for nature conservation. One of the principal legal bases of this European initiative is the “Habitats Directive” (92/43/CEE). The EU defined 117 European habitats of interest, mainly proposed because of their geologic and geomorphologic values. Recently, the Spanish Ministry of Environment has launched an important project for characterize the Spanish habitats of European interest. However, it is very difficult to determine which are the quantitative parameters that characterize the conservation state of some geologic and geomorphologic habitats, and what are the more relevant lacks in the inventory and/or in their national distribution. This and other aspects should be developed in future geoconservation studies, in order to define new Spanish natural protected areas.

Palabras clave: Directiva Hábitat, LIC, Red Natura 2000, espacios protegidos, geoconservación Key words: Habitat Directive, Natura 2000 sites, natural protected areas, geoconservation

1. LA RED NATURA 2000

La Red Natura 2000 es la principal iniciativa de conservación de la naturaleza puesta en marcha por la Unión Europea. El objetivo de esta ambiciosa medida conservacionista es crear una red que sirva para frenar la pérdida de biodiversidad en Europa, mediante la protección de los hábitats y las especies de flora y fauna de interés comunitario. La Red cubre el 20% de la superficie de la Unión Europea y supone un nuevo enfoque supranacional en la conservación de la naturaleza, que anteriormente se había desarrollado de manera individual por cada uno de los estados miembros. Además, pretende que la conservación de la naturaleza se convierta en un compromiso político a escala comunitaria (Hidalgo, 2003).

La Red se construye sobre la base legal compuesta por dos directivas europeas:

la Directiva de Aves (79/409/CEE) y la Directiva de Hábitats (92/43/CEE). En ambas se incluyen listados de especies y hábitats a proteger, siendo obligación de cada uno de los 27 países miembros de la Unión Europea definir zonas de su territorio en las que se encuentren en un estado de conservación favorable. En el caso de la Directiva Hábitats se llaman, en una primera fase, Lugares de Importancia Comunitaria (LICs) y, posteriormente, Zonas Especiales de Conservación (ZECs). La implantación de la Red Natura 2000 en España ha sufrido numerosos retrasos. Además, prácticamente todavía no se ha afrontado en nuestro país la Red Natura 2000 marina. Por otro lado, cada seis años los países deben realizar una revisión del estado de conservación de los hábitats y taxones de la Red (Art. 17.1, Directiva 92/43/CE), algo que se ha llevado a cabo durante el año 2007.

432

2. LA DIRECTIVA HÁBITATS

La Directiva Hábitats pretende definir una red europea de zonas especiales de conservación que acojan diferentes tipos de hábitats naturales y de determinadas especies, con el objetivo de garantizar el mantenimiento o restablecimiento de los mismos. De esta manera, la conservación se extiende no sólo a determinadas especies, sino a todo su hábitat, por lo que protege amplios conjuntos de ecosistemas.

Los hábitats considerados de interés comunitario se incluyen en los Anexos I y II de la Directiva (Bartolomé et al., 2005). A partir del listado de hábitats incluido en la Directiva, cada Estado miembro debe designar lugares y Zonas Especiales de conservación (ZECs). En España, son las Comunidades Autónomas quienes definen dichos espacios, conocidos como LICs, en función de los criterios expuestos en el Anexo III de la Directiva. Posteriormente, su propuesta es evaluada por la Comisión Europea, que puede exigir cambios (y así lo ha hecho en numerosas ocasiones).

A principios del año 2008, España ya ha declarado 1.430 LICs, que ocupan una superficie total de 118.165 km2, lo que supone un 23,4% de la superficie nacional (Ministerio de Medio Ambiente, 2008). En comparación con otros países, España es el país con más superficie declarada LIC, si bien otros países tienen más porcentaje de su territorio declarado (por ejemplo, Eslovenia con un 31%). España cuenta con más de un 50% de las especies de vertebrados y del 60% de las plantas de todo el continente, así como entre un 80-90% de las estirpes de plantas vasculares que se pueden encontrar en toda Europa, a lo que se suman más de 1.500 endemismos (Rabadán y Suárez, 2008). Si a esto se añade que la

Península Ibérica es un importante punto de paso en los movimientos migratorios de muchas especies europeas, se hace patente el importante papel que España juega en el mantenimiento de la biodiversidad europea, y no es de extrañar el protagonismo de la Red Natura 2000 española en el conjunto de la UE.

Por último, hay que destacar las diferencias entre los LICs definidos por la Directiva Hábitats y el resto de los espacios protegidos bajo otras figuras legales, como los parques naturales o monumentos naturales. Los espacios de la Red Natura 2000 son, en teoría, definidos a partir de criterios exclusivamente científicos, sin atender a aspectos sociales o económicos. Además, no suponen un régimen de protección estricto del territorio, sino que buscan una gestión integral del mismo que incluye la actividad humana como un factor más en el sistema natural, permitiendo, en términos generales, el mantenimiento de las prácticas tradicionales de agricultura, ganadería y caza. Esto se traduce en un régimen de gestión mucho más flexible que ofrece amplias posibilidades de gestión (Martín Herrero, 2003). 3. TRABAJOS REALIZADOS POR

LA SEG Y EL IGME PARA LA DIRECTIVA HABITATS

A pesar del fuerte peso biológico y especialmente fitosociológico, la Directiva Hábitats contempla también aspectos geológicos y geomorfológicos, puesto que algunos de los hábitats son de naturaleza geológica-geomorfológica (como las cavidades naturales no explotadas por el turismo o los manantiales petrificantes), y en otros, los condicionantes geológicos juegan un papel importante (como los humedales). En concreto, la Directiva define 9 categorías de hábitats. A su vez, éstas se


433

subdividen en otras 21, de las cuales se desprenden los 117 hábitats de interés comunitario (tabla I). Dentro de las labores de actualización y evolución del estado de conservación de los hábitats que cada Estado debía realizar en el año 2007, el MiMAM ha puesto en marcha un ambicioso proyecto que busca caracterizar adecuadamente cada uno de los hábitats, sobre todo en relación al establecimiento de unos parámetros cuantitativos que permitan, no sólo conocer su estado de conservación actual, sino también su evolución en el futuro. Para llevar a cabo esta labor, el MiMAM contactó con las principales sociedades e instituciones científicas de nuestro país relacionadas con la conservación del medio natural, entre las que se incluyen la Sociedad Española de Geomorfología (SEG) y el Instituto Geológico y Minero de España (IGME). La participación de ambas instituciones ha consistido en coordinar los trabajos para los hábitats en los que el componente geológico y geomorfológico fuera protagonista (tabla I), según los criterios del MiMAM. En total, en los informes geológicos y geomorfológicos han participado más de 20 autores de 15 instituciones distintas.

Los informes realizados centran su atención en describir cada uno de los hábitats, poniendo atención en seis aspectos: 1) definición del hábitat, nombre y distribución geográfica; 2) caracterización ecológica del hábitat, factores biofísicos de control, exigencias ecológicas y subtipos; 3) parámetros y procedimiento para la evaluación y seguimiento del estado de conservación, y perspectivas de futuro; 4) recomendaciones para la conservación; 5) bienes y servicios ofrecidos por el hábitat y líneas de investigación que ofrece; y 6) bibliografía y documentación fotográfica. Se busca que el documento

no sólo describa el hábitat, sino que proporcione directrices concretas para valorar su estado de conservación y evolución en el tiempo.

A la hora de completar esta información se ha podido apreciar que, en términos generales, es necesario cambiar el nombre de algunos hábitats ya que son poco adecuados para la realidad española. También es necesario incorporar nuevos hábitats, ya que el listado incluido en los anexos I y II de la Directiva no cubre toda la realidad nacional. Pero una de las principales conclusiones obtenidas hasta el momento es que, si bien los factores biofísicos de control están generalmente bien definidos, es complejo determinar parámetros cuantitativos que reflejen el estado de conservación de determinados hábitats “geológicos”. Por ello, es necesario realizar investigaciones referidas a estos aspectos, que permitan establecer unos parámetros adecuados para evaluar el estado de conservación de los hábitats cada seis años. Otra dificultad ha sido el ofrecer una idea aproximada de la distribución en el territorio nacional, lo que exige inventarios que en pocas ocasiones han sido abordados. De una manera similar, la definición de subtipos de hábitats requiere de la existencia de una clasificación genética y morfológica que en muchos casos no existe.

4. CONCLUSIONES

Aunque la Directiva Hábitats no centra su atención en la geoconservación, puede suponer una buena herramienta para la conservación de casos concretos y puede servir como base para el desarrollo de una directiva similar centrada en la conservación de elementos geológicos y geomorfológi-cos, ya que tiene el mismo esquema que los planes de geoconservación (Carcavilla et al., 2007).

434

TABLA I. CLASIFICACIÓN DE LOS HÁBITATS (DIRECTIVA HÁBITATS 92/43/CEE)

Código y nombre de grandes categorías de hábitats Participación geología-

geomorfología (*) 1 HÁBITATS COSTEROS Y VEGETACIÓN HALÓFILA

11 Aguas marinas y medios de marea Principal y secundaria 12 Acantilados marítimos y playas de guijarros Principal y secundaria 13 Marismas y pastizales salinos atlánticos y continentales Secundaria 14 Marismas y pastizales salinos mediterráneos y termoatlánticos Secundaria15 Estepas continentales halófilas y gipsófilas Secundaria2 DUNAS MARITIMAS Y CONTINENTALES

21 Dunas marítimas de las costas atlánticas Principal 22 Dunas marítimas de la costas mediterráneas Principal 3 HABITATS DE AGUA DULCE

31 Aguas estancadas Secundaria32 Aguas corrientes Secundaria6 FORMACIONES HERBOSAS NATURALES Y SEMINATURALES

61 Prados naturales Secundaria62 Formaciones herbosas secas seminaturales y facies de matorral Secundaria63 Bosques esclerófilos de pastoreo (dehesas) Secundaria64 Prados húmedos seminaturales de hierbas altas Secundaria7 TURBERAS ALTAS. TURBERAS BAJAS Y AREAS PANTANOSAS

71 Turberas ácidas de esfagnos Secundaria 72 Áreas pantanosas calcáreas Principal y secundaria 8 HABITATS ROCOSOS Y CUEVAS

81 Desprendimientos rocosos Principal82 Pendientes rocosas con vegetación casmofítica Principal83 Otros hábitats rocosos Principal9 BOSQUES

91 Bosques de la Europa templada Secundaria92 Bosques mediterráneos caducifolios Secundaria93 Bosques esclerófilos mediterráneos Secundaria

(*) En función del protagonismo de la geología y la geomorfología en los estudios coordinados por el MiMAM.

Por otro lado, las necesidades para caracterizar y evaluar los hábitats de interés comunitario (HICs) requieren el desarrollo de nuevas líneas de investigación geológica y geomorfológica, centradas en la caracterización biofísica de los hábitats y en el establecimiento de parámetros para la evaluación de su estado de conservación.

REFERENCIAS

Bartolomé, C., Alvarez, J., Vaquero, J., Costa, M., Casermeiro, M.A., Giraldo, J. y Zamora, J. (2005). Los tipos de hábitat de interés comunitario de España.Ministerio de Medio Ambiente, 283 pp.

Carcavilla, L., López-Martínez, J. y Durán, J.J. (2007). Patrimonio geológico y geodiversidad: investigación, conservación, gestión y relación con los

espacios naturales protegidos. IGME. Serie Cuadernos del Museo Geominero, nº 7, Madrid, 360 pp.

CE (2000). Gestión de Espacios Natura 2000. Disposiciones del artículo 6 de la Directiva 92/43/CEE sobre hábitats. Comunidades Europeas, 2000.

Hidalgo, R. (2003). El marco europeo para la conservación in situ de la biodiversidad: la Red Natura 2000. En Muriel, J.L. y Casas, J. (Eds): Biodiversidad y espacios protegidos.OAPN, Madrid, 45-60 pp.

Martín Herrero, J. (2003). La conservación fuera de los espacios protegidos. En Muriel, J.L. y Casas, J. (Eds): Biodiversidad y espacios protegidos.OAPN, Madrid, 73-80 pp.

Rabadán, C. y Suárez, L. (2008). Mitos sobre la Red Natura 2000. ADENA. 33 pp.


435

El papel de la geología y la geomorfología en la declaración de espacios naturales protegidos de

Castilla-La Mancha

L. Carcavilla (1) y R. Ruiz (2)

(1) Instituto Geológico y Minero de España. C/Ríos Rosas 23, 28003, Madrid. [email protected](2) Organismo Autónomo Espacios Naturales de Castilla-La Mancha. C/ Cardenal Gómez Mendoza, 7-9,

Guadalajara, [email protected]

Abstract Castilla-La Mancha Government has development important geoconservation policies in the last years, trough Law 9/1999 of Nature Conservation. This Law defines three categories of geoconservation, especially for geomorphological features: natural protected areas, geosites and the geomorphological protected features list. Recently, new natural protected areas with geological significance have been declared, most of them as Natural Monuments or Natural Parks. These areas ensure the conservation of different categories of geomorphological features as karstic, periglaciar, structural, volcanic and eolian ones. Moreover, different initiatives of divulgation of geology have been started.

Palabras clave: Castilla-La Mancha, espacios naturales protegidos, patrimonio geológico, divulgación, geoconservaciónKey words: Castilla-La Mancha, natural protected areas, geological heritage, divulgation, geoconservation

1. INTRODUCCIÓN

La comunidad autónoma de Castilla-La Mancha ha realizado en los últimos años importantes iniciativas de geoconservación a través de la Ley 9/1999 de Conservación de la Naturaleza de Castilla-La Mancha. Esta ley, que establece el marco normativo en el que se ampara la protección del medio natural en dicha comunidad autónoma, confiere a los elementos geológicos un estatus de protección a través de diversas vías, en especial para aquellos que poseen una significación geomorfológica singular. En los últimos años ha sido declarado un importante número de espacios protegidos, varios de claro protagonismo geológico, junto a otros que presentan rasgos geológicos de interés aunque éstos no sean el motivo principal que propició su

protección. En concreto, ha sido evaluada la viabilidad de protección de más de 70 enclaves con interés geológico (de los cuales cerca de 50 presentaban alto interés geomorfológico), mediante el análisis de su valor intrínseco, vulnerabilidad, representatividad y relación con otros elementos del medio natural. Además, también se ha realizado un exhaustivo inventario del patrimonio geológico de cinco grandes áreas naturales, cada una de las cuales posee una superficie mayor a los 1.000 km2.

2. LEY 9/1999 DE CONSERVACIÓN DE LA NATURALEZA DE CASTILLA-LA MANCHA

La Ley 9/1999 establece un sistema novedoso de protección basado en tres

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Fig. 1. Esquema de las posibilidades que ofrece la Ley 9/1999 de Conservación de la Naturaleza de Castilla-La Mancha para la geoconservación.

vías para afrontar la geoconservación (Fig.1). Tras nueve años de aplicación de dicha ley se ha podido comprobar que constituye una útil herramienta de gestión que, aunque su desarrollo todavía no se ha completado, permite solucionar algunos de los problemas habituales de protección de los elementos geológicos (Carcavilla et al., 2007).

Un aspecto novedoso de la Ley 9/1999 es que incluye un catálogo de elementos geomorfológicos de protección especial, que permite afrontar la protección de los mismos sin necesidad de declararlos áreas protegidas (Martín Herrero, 2003). El catálogo incluye formas y depósitos de origen glaciar, periglaciar, kárstico, volcánico, de evolución de laderas, fluvial, lacustre y eólico, entre otros. Esta catalogación conlleva una protección genérica otorgada por la referida Ley (arts. 93 y 94), al obligar a los estudios de impacto ambiental y los proyectos de ordenación urbanística a señalar la presencia de estos elementos geomorfológicos y determinar las medidas precisas para asegurar su conservación. También conlleva la calificación urbanística de estas áreas

como suelo rústico de protección ambiental, natural o paisajísitica. Además, se establecen prohibiciones genéricas en cuanto a la destrucción o realización de acciones que supongan su alteración negativa (Barrera et al.,1999).

Para la conveniente aplicación del catálogo, se inventariaron y cartografiaron más de 5.200 elementos geomorfológicos presentes en la región, agrupados fundamentalmente por criterios genéticos (Vallejo y Cocero, 1997).

3. ESPACIOS NATURALES PROTEGIDOS

Actualmente Castilla-La Mancha posee una Red con 103 espacios naturales protegidos (febrero de 2008), que cubren una superficie de 3.160 km2.Esta cifra en breve aumentará, ya que en la actualidad se encuentran en trámite de protección 13 espacios y otros están siendo estudiados.

Los elementos geológicos y geomorfológicos han constituido una importante herramienta a la hora de


437

diseñar dicha red, en la que participan de dos maneras: 1)-constituyendo, los elementos geológicos por sí mismos, espacios protegidos, generalmente en el caso de elementos geomorfológicos, 2)-constituyendo una herramienta de análisis que permite zonificar y valorar el interés geológico de un territorio para plantear medidas de geoconservación concretas y diseñar sistemas de gestión del territorio (Carcavilla et al., 2002). Esta doble función de los elementos geológicos constituye la base de su aplicación en planificación territorial, y se basa en el análisis del valor intrínseco, potencialidad de uso, riesgo de degradación y potencial didáctico.

Con respecto a los espacios protegidos presentes, éstos pueden clasificarse, desde el punto de vista geológico, en dos tipos: 1)-aquellos en los que la geología es el elemento protagonista o co-protagonista (junto con la flora y/o fauna) y en función de ellos fue protegido, o 2)-aquellos en los que la geología es un elemento importante pero la protección del lugar se debió a la presencia de elementos bióticos de interés (flora y fauna).

Los espacios del primer tipo (que fueron protegidos atendiendo al aspecto geológico como elemento principal, ya sea exclusivo o al mismo nivel que otros aspectos como la flora y/o fauna), las figuras habitualmente utilizadas han sido Monumento Natural y Parque Natural (Fig.2). Cabe destacar la importante significación geomorfológica de cinco de los seis parques naturales declarados hasta la fecha: Alto Tajo (Guadalajara y Cuenca), Barranco del río Dulce (Guadalajara), Calares del Mundo y de la Sima (Albacete), Lagunas de Rudiera (Albacete y Ciudad Real) y Serranía de Cuenca. Con respecto a los monumentos naturales, todos ellos muestran un protagonismo geológico

evidente, fundamentalmente de origen volcánico (asociado al volcanismo del Campo de Calatrava) y kárstico (en especial en la Rama castellana de la Cordillera Ibérica). En lo referente a los espacios protegidos en los que la geología está presente pero no es el factor que propició su declaración, destaca la presencia de algunos enclaves como cavidades kársticas, complejos de laguna-barrera tobácea y numerosas turberas, sistemas lagunares y fluviales.

Paisaje Protegido

3%

Micro-rreserva

7%

Reserva Natural

3%

Parque Natural17%

Monumento Natural

70%

Fig. 2. Figuras de protección utilizadas en los espacios naturales con protagonismo geológico

de Castilla-La Mancha.

4. INICIATIVAS DE DIVULGACIÓN

A pesar de que los elementos geológicos, y en especial los geomorfológicos, juegan un papel esencial en la configuración paisajística de muchos de los espacios protegidos, en pocas áreas protegidas de nuestro país se pueden ver iniciativas orientadas a destacar el valor de estos recursos geológicos, a explicar su origen, a descifrar el papel que juegan en el paisaje de la zona o a relacionarlos con aspectos culturales. Con idea de mejorar esta situación, en el año 2006 se inauguró el proyecto Geo-rutas del Parque Natural de Alto Tajo (Guadalajara y Cuenca). El eje central del proyecto son nueve rutas geológicas autoguiadas aunque, en realidad, el proyecto va más allá. Por un lado cumple objetivos divulgativos al equipar nueve itinerarios y preparar material interpretativo de apoyo, pero también ha servido para realizar

438

diversas labores de geoconservación, restaurar zonas degradadas, equipar con infraestructuras algunos lugares para la visita y dotar al Parque de un recurso más para el visitante y para la población local (Carcavilla, 2007).

La parte más visible del proyecto son nueve itinerarios que han sido equipados con un total de 80 elementos interpretativos estáticos (paneles). Además, se han editado diez folletos (uno para cada ruta y otro de carácter general sobre la geología del Parque Natural). A esto hay que sumar una guía geológica y diverso material incluido en el Centro de Interpretación Dehesa de Corduente (Guadalajara), ubicado en esta última localidad, entre los que se incluye una maqueta que recrea un macizo kárstico. La información incluida en este material interpretativo se refiere a todos los campos de la geología, se ha hecho especial hincapié en la geomorfología, que con frecuencia tiene un alto potencial para la divulgación al público no especializado. Pero también se ha acentuado mucho la relación entre la geología y el paisaje, la vegetación, la fauna, las tradiciones y los usos del suelo.

5. EL FUTURO: LO QUE QUEDA POR HACER

A pesar del importante camino recorrido, aún quedan muchas cosas por hacer. Las acciones futuras deben ir encaminadas a terminar un inventario sistemático del patrimonio geológico y de la geodiversidad de la Comunidad Autónoma, completar y revisar el catálogo de elementos de protección especial, concluir la aplicación de todas las herramientas de geoconservación que ofrece la Ley 9/1999, complementar la Red de Áreas Protegidas y divulgar el interés de los recursos geológicos, labores todas ellas encomendadas al Organismo Autónomo Espacios

Naturales de Castilla-La Mancha, recientemente creado. Por último, en la actualidad se está analizando la viabilidad de la posible tramitación de geoparques, figura auspiciada por la UNESCO que utiliza el patrimonio geológico como motor de desarrollo local.

REFERENCIAS

Barrera, J.L., Grande, F. y Ruiz, R. (1999). The volcanoes proteccion process in Ciudad Real. En Barettino, D., Vallejo, M. y Gallego, E. (Eds.): Towards the Balanced Management and conservation of the geological Heritage in the New Millenium. SGE, ITGE y ProGeo, Madrid, 116-119.

Carcavilla, L., López-Martínez, J., Durán, J.J., Arrese, B., Berrio, M.P., Martín, J. y Ruiz, R. (2002). El patrimonio geológico en la declaración y zonificación de espacios naturales protegidos. Aplicación a la Sierra de Ayllón (Guadalajara, Castilla-La Mancha). Actas VI Reunión Nacional de la Comisión de Patrimonio Geológico. Salardú (Lleida).

Carcavilla, L. (2007). La divulgación de la geología en espacios protegidos: las geo-rutas del Parque Natural del Alto Tajo (Guadalajara). Revista de la Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra, 15.1, 65-76.

Carcavilla, L., López-Martínez, J. y Durán, J.J. (2007). Patrimonio geológico y geodiversidad: investigación, conservación, gestión y relación con los espacios naturales protegidos. IGME. Serie Cuadernos del Museo Geominero, nº 7, Madrid, 360 pp.

Martín Herrero, J. (2003). La conservación fuera de los espacios protegidos. En Muriel, J.L. y Casas, J. (Eds): Biodiversidad y espacios protegidos. OAPN, Madrid, 73-80.

Vallejo, M. y Cocero, A. (1997). El Patrimonio Geomorfológico de la Comunidad de Castilla-La Mancha: inventario de puntos de interés. En Pallí, L. y Carreras, J. (Eds.): Actas de la III Reunión de la Comisión de Patrimonio Geológico, 90-95.


439

Cartografías geomorfológicas y paisajísticas del patrimonio natural para la gestión de los ENP de

Candelario y Gredos (Sistema Central) (Salamanca-Ávila, España).

(1) Dto de Geología, Pza. de la Merced s/n, (37008) Salamanca . E-mail: [email protected] (2) Dto de Geologia, Museo Nacional de Ciencias Naturales, CSIC (28006), Madrid.

Abstract Geomorphologic and landscape mapping for the management of the natural protected spaces of Candelario and Gredos (Central System, Salamanca Avila, Spain).Natural and Geomorphologic Heritage of the Natural Protected Spaces of Candelario and Gredos is presented based on the geomorphologic researches carried out in Sierras de Bejar and Barco, and having into account that management for conservational actions must include educational and outreach based on knowledge. The inventory of Areas, Places, and Points of Geomorphologic Interest (A / P / PGIM), valued by multi-criteria procedures, is accompanied by characterization filling-cards and tables; illustrated sketches that both show the location of PGIs and typify phenomena and processes of key interest; representative photos and also by Geomorphologic and Natural Heritage Maps developed by GIS. The maps, filling-cards and tables have served as the basis for the development of an interactive, multimedia educational application using new technologies, which seeks to facilitate their knowledge.

Palabras clave: A/L/PGIM, Patrimonio Geomorfológico, Espacios Naturales, Aplicaciones Didácticas. Key words: A/P/PGI, Geomorphologic Heritage, Natural Space, Didactic Application.

1. INTRODUCCIÓN

Las Sierras de Béjar y del Barco localizadas en el sector más occidental de la Sierra de Gredos (Sistema Central), corresponden a dos macizos delimitados por fosas tectónicas, que han sido modelados por los sistemas glaciar, periglaciar, fluviotorrencial y gravitacional durante todo el cuater-nario, (Fig. 1). Se han desarrollado en ellas una gran variedad de formas de erosión y depósito, muchas de las cuales alcanzan un gran valor científico al quedar como testigos de fenómenos y procesos diferenciales acontecidos en las diferentes etapas / subetapas frías y cálidas que se han sucedido en este periodo (-PIGM -Punto de Interés GeoMorfológico), y algunas también un gran valor estético. Estas sierras presentan por otra parte una gran riqueza vegetal que contribuye

a la configuración de paisajes naturales con alta calidad.

Fig. 1. Mapa de Situación.

Éstos junto con sus PIGM, en tanto recursos científicos, culturales y didácticos “no renovables” deben ser protegidos, pues su mal uso provocaría su desaparición. Su consideración como ENP de la Comunidad de Castilla y León

ENP

R. Cruz (1); J.L. Goy, (1); C. Zazo, (2) y A. M. Martinez -Graña (1)

440

(Candelario y Parque Regional de Gredos), les ha conferido un régimen jurídico de protección, pero su patrimonio geomorfológico no está bien concretado y valorado, siendo por ello vulnerable. Se presenta en este trabajo la valoración y representación de éste, así como una aplicación didáctica que sirvan para su planificación y como instrumento útil para su divulgación, (Fig. 2).

Fig. 2. Metodología y procedimiento seguidos.

2. METODOLOGIA

Se parte del inventario realizado por el IGME en las hojas nº 553, 599 y 576 y de las investigaciones geoambien-tales llevadas a cabo durante los últimos años, con la elaboración de un conjunto de cartografías temáticas (climáticas, geológica, geomorfológica, edáfica y vegetación) y ambientales (unidades de paisaje y calidad paisajística) que nos han facilitado el conocimiento la Hª geológica/geomorfológica de la región. El procedimiento empleado en la identificación y selección de los PIGM

ha seguido las pautas marcadas en los Proyectos Geosites, Inventario IGME y Cendreros (1999), adaptados a nuestro entorno de trabajo.

En la elaboración de la cartografía de PIGM, y Patrimonio Natural se han utilizado técnicas de SIG. Para la obtención de este último mapa se ha

procedido a la superposición de la capa correspondiente de A/L/PIG (Áreas, Lugares y Puntos) con la capa de calidad de paisajes En la realización de la aplicación didáctica interactiva y multimedia se emplearon técnicas informáticas. Los materiales están diseñados en lenguaje HTML que permite su visualización en cualquier navegador de paginas web y facilita su difusión a través de redes locales y también de Internet, con implementaciones de JavaScript, HTML dinámico, archivos shockwave y fotografías VR para otorgarles mayor interactividad.

Caracterización y representación Tras la elaboración de un listado de ejemplos significativos de formas y procesos, y caracterizados los principales eventos geomorfológicos (Fig. 3) se hizo una ponderación de los criterios de selección y valoración, que nos ha permitido concretar los más relevantes desde el punto de vista genético-evolutivo (PIGM) en una tabla en donde aparecen clasificados por génesis/contexto y por su interés de uso/s y jerarquizados en relación con el valor regional.

Sus cualidades se sintetizan en una “ficha de caracterización” que señala situación, acceso, tipo, usos y fenóme-nos y procesos de interés. Se añade a cada ficha un esquema ilustrativo y/o foto representativa con la localización de los PIGM y los paisajes de interés didáctico/cultural, (Fig. 4).

Seguidamente se ha elaborado el mapa de Patrimonio Geoambiental teniendo en cuenta los A/L/PIGM, a partir de las cartografías geomorfológicas. En las A/LIGM se representan los distintos PIGM, (Fig.5). Se añade a éste la capa de “calidad paisajística”, obtenida tras valorar por método mixto los paisajes-tipo de la región, para obtener el mapa de Patrimonio Natural (Fig. 6)


441

Fig. 3. Tabla de contextos y acontecimientos geomorfológicos clave.

Esta última capa fue simplificada al coincidir parte de los sectores de mayor calidad estética con las AIGM, en razón de la importancia que tiene la geomorfología como componente fundamental del paisaje de la región.

Aplicación didáctica Para facilitar el conocimiento del Patrimonio Natural (Geomorfológico y Paisajístico) se han elaborado dos guías didácticas interactivas; optando por el empleo de un lenguaje sencillo apoyado por un glosario, con abundantes recursos multimedia (cartografías,

bloques 3D, fotografías en distintas estaciones, panorámicas y sonidos) para facilitar su comprensión, incluyendo numerosas actividades autocorregibles y recorridos virtuales a través de itinerarios por los PIGM (el inventario y cartografías de Patrimonio nos sirvió para la selección de los sectores y las paradas de cada uno) y panorámicas de los paisajes de mayor calidad estética, que en su conjunto proporcionarán una visión global e integrada de dichos Espacios Naturales (Fig.7).

A/L/PIG CRITERIOS DE SELECCIÓN Y VALOR ACIÓN

TIPO Denom inac ión

Representativ idad

Rare za Pote nc iali dad

Corr elaci on.

Complejidad.

Geodiversidad

Fenomeno Tipo

Conser vacion

Cd deobse rvacion.

Accesibil idad

Fragi lidad

INTERES VALORCIENTIFICO

DIDACTICO

TURISTICO

Geomorfol ogic o

Glaci ar dePeña Negra 3 3 3 3 33 1 3 3 33

14

11.84

10.5

8.57

6.5

10.231

Fig. 4. Esquema ilustrado correspondiente a una ficha de caracterización

AMBITO CONTEXTO EVENTO ACONTECIMIENTO CLAVE G

EO

MO

RF

OL

OG

ICO

Temporal

- Registros más antiguos de fenómenos, formas y procesos

Restos de penillanura conservada, no erosionada Morrenas glaciares degradadas y fragmentadas Conos de gelifluxión con suelos rojos

- Registros representativos de fases/pulsaciones climáticas

Morrenas glaciares de diferentes etapas/fases superpuestas y encajadas. Encajamientos en las cabeceras de circos y laderas y Limites de los Hielos

Procesos regionales

- Rasgos de modelado antiguos. Circos y morrenas glaciares Depósitos de vertiente

- Modelados subactuales y actuales relacionados con diferentes procesos morfogenéticos

Formas Erosivas y deposicionales glaciares, periglaciares, torrenciales y fluvioglaciares singulares.

- Rasgos de la secuencia regional Cuaternaria

Secuencias erosivas y sedimentarias en glaciares: Oso, Peña Negra, Endrinal, Duque/Trampal y Caballeros

Procesos globales

-Formas que permiten entender la dinámica diferencial de la región en cuanto a procesos/formas.

Registros glaciares y periglaciares en los glaciares de Caballeros/Cuartos, Peña Negra/Trampal/ Duque.

Registros diferenciales entre la vertiente Norte y Sur

- Registros que permiten entender la evolución.

Registros morrénicos antiguos de Endrinal y Caballeros. Registros subactuales de Peña Negra y Serrada

442

Fig. 5. Mapa de Patrimonio Geoambiental Fig. 6. Mapa de Patrimonio Natural.

Fig. 7. Captura de una pantalla de la Aplicación didáctica

CONCLUSIONES

- Se ha elaborado, sistematizado e informatizado mediante SIG la cartografía del Patrimonio Natural, para su uso como herramienta útil en la gestión de estos Espacios Naturales.

- Se representan cartográficamente los sectores de mayor valor científico, didáctico y cultural que merecen ser protegidos frente a usos no adecuados.

- Se diseña y elabora un recurso didáctico con siete itinerarios geoambientales, para su empleo en docencia y divulgación.

Agradecimientos. Proyectos: CGL 2005-04655/BTE, CGL 2005-01336/BTE y SA 041A08 JCYL.

REFERENCIAS

Mapas geológicos de España, escala 150.000 (Magna); Béjar (553), Cabezuela del Valle (576), Jaraiz de la Vera (599) y Bohoyo (577). I.T.G.E.

Cendrero Uceda, A. (1999). Patrimonio Geológico. Diagnostico, clasificación y valoración. Jornadas sobre patrimonio Geológico y Desarrollo Sostenible. Soria, MMA. Series Monografías 23- 39 pp.

Cruz Ramos, R. (2006). Análisis Geológico Ambiental del Espacio Natural de Gredos. Cartografía del paisaje e Itinerarios geoambientales. Tratamiento y representación mediante S.I.G. Tesis doctoral. USAL, 449 pp.


443

Análisis cartográfico del riesgo de erosión hídrica y eólica en los Espacios Naturales de Las Batuecas-Sierra de Francia y Quilamas (Sistema Central,

Salamanca, España).

(1) Dpto. de Geología, Facultad de Ciencias. Plaza de la Merced s/n. Univ. Salamanca. 37008-Salamanca. [email protected].

(2) Dpto. Ing. Cartográfica y del Terreno, Escuela Politécnica Sup. de Ávila, Univ. Salamanca. 05003-Ávila. (3) Museo Nacional de Ciencias Naturales. CSIC. (28006)-Madrid.

Abstract. Cartographic analysis of water and wind erosion hazard in the Natural Parks of “Las Batuecas-Sierra de Francia” and “Quilamas” (Central System, Salamanca, Spain).The cartographic analysis of erosion hazards constitutes a useful tool in the planning and management of Natural Parks, helping in the establishment of protection and correction measures. Two different erosion hazard maps have been done: Hazard Map for Water Erosion, through the Universal Soil Loss Equation (USLE), and Hazard Map for Aeolian Erosion by the method of Quirantes et al, 1991. Algebra map operations are carried out by means of GIS, and the overlapping of both maps results in a hydric-aeolian erosion composite map. This map differentiates the territory into five hazard classes (Weak, Light, Important and Serious), showing greater resolution to establish hazard sectors.

Palabras clave: Erosión, Cartografía temática, SIG, Espacios Naturales Protegidos. Key words: water erosion, thematic maps, GIS, Protected Natural Spaces.

1. INTRODUCCIÓN

La estimación de las perdidas del suelo es de gran trascendencia ya que se hace necesario cuantificar las perdidas existentes, y predecir los efectos medioambientales que generan los diferentes usos del suelo; por ello, se presenta en este trabajo un análisis del riesgo de erosión hídrica y eólica necesario para la correcta ordenación y gestión de Espacios Naturales, pudiendo preveer, a priori, las consecuencias naturales y/o antrópicas, de tal forma que puedan establecerse medidas de protección y corrección. La zona de estudio comprende los espacios naturales de las Batuecas – Sierra de Francia y Quilamas y su zona influencia; situada en el sector sur de la provincia de Salamanca; abarcando las hojas a escala 1/50.000 de Serradilla del Arroyo (526), Tamames (527), NE de

Martiago (551), Miranda del Castañar (552) y N de Hervás (575). (Fig. 1).

Macizo Hespérico

Cordilleras Alpinas

Cuencas Cenozoicas

Sist. Central

Cordilleras Béticas

Cuencadel

DueroCuencadel Ebro

Cuencadel TajoMontes de

Toledo

Pirineos

CordilleraCantábrica

Mar Cantábrico

Mar Mediterrá

eno

Océa

no A

tlánt

ico

Rocas sedimentarias paleozoicas

Granitos

Cuenca del Duero

Àrea de estudio

Vitigudino

Salamanca

Guijuelo

Peñaranda

Ciudad Rodrigo

Béjar

Provincia

de

Salamanca

Fig. 1. Mapa de Situación.

2. EROSION HIDRICA.

La estimación del riesgo de erosión se calcula aplicando la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo -USLE- (Wischmeier et al, 1978); [A= RxKx

LSxCxP] adaptándo la cuantificación de sus parámetros para nuestra zona de estudio y utilizando técnicas SIG para realizar todos los cruces de los

A.M. Martínez-Graña (1), J.L. Goy (1), I. Picón (2), C. Zazo (3) y R. Cruz (1).

444

diferentes factores; siendo “A” la perdida media anual de suelo en toneladas métricas por unidad de superficie y tiempo (Tm/Ha/año), “R” el factor de erosión pluvial o erosividad (utilizando el índice de agresividad de Fournier modificado), “K” la erodibilidad o resistencia a la erosión de suelos y litofacies: “LS”, factor longitud (L) y pendiente del declive (S), “C” factor vegetación y “P” el factor de prácticas de conservación del suelo.(Fig. 2).

Base DatosMeteorológica

Precipitaciones mediasanuales y mensuales

Cartografía Riesgo Erosión Potencial

ErosividadFactor R

Cartografía Suelos

Curvas de NivelMapa de pendientes

Ap = R x K x LS

% pendienteParámetro “s”

Cartografía Peligrosidad Natural(Riesgo Potencial - Riesgo Real)

Cartografía Litológica

Cartografía Dominios

Fisiognómicos

Modelo DigitalTerreno (M.D.T.)

Cartografía Usos del Suelo

CORINE

Análisis GranulométricosParámetros: Textura, estructura...

Nomograma de Wischmeier.Resistencia mecánica de Litofacies

DecliveLongitud laderaParámetro “l”

Factor LSErodibilidad

Factor KCobertura Vegetal

Factor C

Practicas de Conservación

Factor P

Cartografía Riesgo Erosión Real o Actual

FACTORES DESTRUCTIVOS FACTORES CONSTRUCTIVOS

Imágenes de satéliteRepoblaciones Forestales.

Tablas S. C. S.

C x P

Fig. 2. Procedimiento metodológico de la cartografía de riesgo de erosión hídrica.

El resultado final son dos tipos de cartografía de erosión hídrica: Erosión Potencial y Erosión Actual. La cartografía de Erosión Potencial, constituye la susceptibilidad que presenta una zona a erosionarse (Fig. 2. Izq.) y la cartografía de Erosión Actual, que determina el grado de pérdida edáfica actual existente en cada zona, teniendo en cuenta el “momento presente” analizando los factores formadores y protectores del suelo; así como su distribución espacial (tipos de cultivo, masas vegetales autóctonas y practicas de conservación).(Fig.3.Dcha.) Graña (2003). De la observación de este mapa se deduce que el estado actual del riesgo de erosión hídrica en estos espacios naturales, es grave e importante en las zonas altas de las sierras (S. Guindo, S. Francia, S. del Castillo y S. de Tamames y Quilamas), debido a la topografía escarpada, pendientes elevadas, precipitaciones abundantes y grado de cobertura vegetal escasa; Presenta erosión hídrica ligera las zonas entre ambas sierras y estribaciones de los relieves, mientras que la erosión débil se sitúa sobre los piedemontes, fuera de estos espacios naturales.

Fig. 3. Izquierda. Cartografía de Erosión Hídrica Potencial. Derecha: Cartografía de Erosión Hídrica Actual.

3. EROSION EOLICA.

El riesgo de erosión eólica, en los espacios naturales, puede constituir puntualmente un efecto que potencie la regresión edáfica, perdiendo el suelo

espesor y fertilidad, favoreciendo un proceso de degradación precursor al fenómeno de la desertificación, por lo que es necesario estimarla en una adecuada planificación territorial.


445

El método de cálculo utilizado Quirantes, (1991); en donde se han modificado los intervalos de deflacción, determina semicuantitativamente las tasas de erosión eólica. (Fig. 4).

Base DatosAnálisis Suelos

Erodibilidad Textural (E.T.)

Erodibilidad Analítica (E.A.)

%Arcilla - Limo - Grava

%Caliza - Materia Orgánica

Cartografía Erosionabilidad General

IndiceErodibilidad General

I.e.g.= E.T + E.A.

Cartografía Suelos

Mapa Dominios Fisiognómicos

Indice Protección(I.P.)

Cartografía Indice Erosión Eólica

Indice Erosión Eólica I. E. = I.e.g. - (3 x I.P.)

Mapa EólicoNacional

Indice Viento(I.V.)

Riesgo Erosión Eólica I. E. + I.V.

Cartografía Riesgo Potencial de

Erosión Eólica

Fig.4. Procedimiento metodológico de la cartografía de riesgo de erosión eólica.

En primer lugar se determinan las áreas de deflacción (Quirantes, (1991); que son formaciones naturales que pueden estar afectadas potencialmente por fuertes vientos, susceptibles de producir erosión eólica. Se sectorizan aquellas zonas de menos del 25 % de pendiente y superficie mínima de 2500 Ha. Estas pendientes obtenidas a partir de perfiles topográficos, en el mapa geomor-fológico digitalizado, en base a las formaciones superficiales. Este cálculo proporciona una primera subdivisión de las áreas de deflacción en dos sectores: 1.7%- 5% (0º 35’- 2º 52’) y > 5%-25% (2º 52’-14º 02’) de pendiente. (Fig. 5).

Fig. 5. Cartografía del área de Deflacción.

Posteriormente se establece la relación entre los suelos cartografiados que se encuentran en las áreas de deflacción con los perfiles de campo más representativos del suelo dominante,

estableciendo una serie de valores, con los que calculamos el factor de erosionabilidad eólica, mediante la cartografía de Erosionabilidad Textural -E.T.- (composición granulométrica del suelo) (Fig. 6).

Fig. 6. Cartografía Erosionabilida Textural (E.T.).

y la cartografía de Erosionabilidad Analítica -E.A.- (contenido materia orgánica y carbonatos). (Fig. 7).

Fig. 7. Cartografía Erosionabilidad Analítica (E.A.).

Finalmente se cruzan el factor vegetación, como índice de protección y el factor viento, obteniendo la cartografía de Riesgo de Erosión Eólica. (Fig. 8).

Fig. 8: Cartografía del Riesgo de erosión eólica.

446

Fig.9. Cartografía de Erosión Hídrica y Eólica.

4. CONCLUSIONES.

La cartografía del riesgo de erosión hídrica y eólica (Fig. 9) muestra que el sector de no deflacción, presenta perdidas de suelo por erosión hídrica -pérdidas graves e importantes-. Estos sectores comprenden las áreas de Sierras con cotas superiores a 1200 metros, así como alineaciones monta-ñosas dispersas (Sur y Entresierras) y relieves adyacentes al encajamiento de los ríos Cuerpo de Hombre y Francia.

Los sectores incluidos en las áreas de deflacción presentan un incremento de la erosión, al sumarle la erosión eólica. Los sectores donde el riesgo de erosión es débil; aún cuando se suman los dos tipos (hídrica y eólica) se corresponden con zonas deprimidas o fondos de valle y zonas de pendientes muy tendidas (coluviones, piedemontes, conos, abanicos aluviales –raña- y terrazas fluviales). Este aumento de la erosividad es diferencial de forma que, en superficies de poca inclinación y cultivadas la erosión es débil-ligera, pero en sectores con poca actividad agrícola y relieves ondulados -entre S. Quilamas y S Francia- el riesgo de erosión asciende de débil a ligera y de ligera a importante, debido a la alta

erodibilidad analítica y textural; y baja cobertura vegetal (Cepeda, Pinedas…).

A partir de esta zonificación se pueden desarrollar programas de mitigación mediante medidas preventivas y/o correctoras, por lo necesarios para la gestión de dichos espacios naturales.

Agradecimientos Proyectos: CGL 2005-04655/BTE, CGL 2005-01336/BTE y SA 041A08 JCYL.

REFERENCIAS

Graña, A.M.; Goy, J.L.; Forteza, J.; Zazo, C.; Barrera, I,; González, F.M. (2003). Riesgo de pérdida de suelo en los espacios naturales de Las Batuecas-S. Francia y Quilamas (Salamanca, España). Aplicación cartográfica mediante SIG. Bienes, R. & Marqués, MC. (eds) En: Avances en Calidad Ambiental. Ed. Universidad Salamanca. 593-596.

Wischmeier WH & Smith, D. (1978). Predicting rainfall erosion losses.Agricultural Handbook 537pp.

Quirantes Puertas, J. (1991). Métodos para el estudio de la erosión eólica. Estación Experimental del Zaidín (C.S.I.C.) Geoformas ediciones. Logroño, 26 pp.


447

Influencia de la geomorfología en el Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras (Asturias).

M. J. Domínguez-Cuesta (1) y M. Jiménez-Sánchez (1)

(1) Dpto. de Geología, Universidad de Oviedo. C/ Arias de Velasco s/n 33005 Oviedo. [email protected]

Abstract Geomorphologic influence in the Cuencas Mineras Protected Landscape (Asturias) The Cuencas Mineras Protected Landscape was declared protected area by 36/2002 order. It is situated in the Central area of Asturias region over Carboniferous bedrocks of alternating sandstone, siltstone and mudstone with coal layers. Varied activities have been traditionally developed as agricultural, farmer, forest, industrial and mining ones. In a geomophological point of view the protected area presents its own characteristics, different from the next environment. The head-boards of the valleys have been protected, where the mining activities were scantier, which is revealed by a low presence of dumps, very abundant in the low not protected zones.

Palabras clave: Geomorfología, espacios protegidos, Paisaje Protegido Cuencas Mineras. Key words: Geomorphology, protected areas, Mining Basins Protected Landscape.

1. INTRODUCCIÓN

Con fecha 14 de Marzo de 2002 (Decreto 36/2002, publicado en el BOPA núm. 74, de 1 de abril de 2002) fue creada en Asturias la figura del Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras en Asturias. La figura de protección "Paisaje Protegido" surge con la intención de proteger zonas concretas del medio natural que, por sus valores estéticos y culturales, sean merecedoras de una protección especial en el marco de la Ley del Principado de Asturias 5/1991, de 5 de abril, de Protección de los Espacios Naturales. Esta zona es una de las más representativas del área central de Asturias y más concretamente del ámbito de las Cuencas Mineras y donde se conserva un paisaje característico de un manejo del territorio basado en actividades tradicionales agrícolas, ganaderas, forestales, así como las

derivadas de la actividad industrial y extractiva (Decreto 36/2002). El objetivo de este trabajo es analizar la influencia que la riqueza y variabilidad desde el punto de vista geomorfológico ha tenido en la declaración del mencionado espacio protegido, tomando como base un estudio geomorfológico regional desarrollado en la cuenca media del río Nalón.

2. DESCRIPCIÓN DE LA ZONA

El área de estudio se sitúa en el centro-este del Principado de Asturias, en la vertiente norte de la Cordillera Cantábrica e incluye la parte de la cuenca hidrográfica del río Nalón, desarrollada sobre el sustrato rocoso paleozoico de la Unidad geológica conocida como Cuenca Carbonífera Central, caracterizada por un sustrato compuesto por alternancias de rocas detríticas con niveles explotables de carbón (Julivert, 1967) (Figura 1).

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Figura 1.- Situación del tramo medio del Río Nalón y el Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras en el territorio Asturiano.

Se trata de una zona de media montaña, cuyas altitudes oscilan entre 180 m y 1561 m. Climatológicamente, se incluye dentro del dominio oceánico de Europa occidental (Capel Molina, 1981), con precipitaciones abundantes y regulares a lo largo de todo el año (entre 1.100 y 1.300 l/m2 y unas temperaturas suaves (media de las máximas entre 16º-20º y media de las mínimas entre 4º-9º), con baja insolación. Estas condiciones favorecen el desarrollo de una profusa vegetación, con plantaciones de castaño, brezales-tojales, avellanedas éutrofas, prados de siega y pastizales. La explotación del carbón determinó en gran medida la evolución del paisaje y los cambios en el patrón de poblamiento en la zona. Así, se pasó de un poblamiento disperso a un poblamiento urbano (Fernández García, 1992).

3. METODOLOGÍA

Cartografía geomorfológicaSe parte del mapa geomorfológico elaborado como base para la realización de un estudio de susceptibilidad frente a las inestabilidades de ladera (Domínguez-Cuesta, 2005; Domínguez-Cuesta et al., 2007). Para ello se realizó un detallado trabajo de campo y fotointerpretación a partir de fotogramas aéreos a escala 1:18.000 (años 1985 y

1994). La cartografía se llevó a cabo sobre una base topográfica del Instituto Geográfico Nacional a escala 1:25.000. La leyenda utilizada para el mapa sigue un criterio genético (Figura 2).

Integración en un Sistema de Información Geográfica, SIGEl paso posterior es la introducción en el SIG de la información geomorfológica y del límite del Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras. Ello ha permitido superponer ambas informaciones, facilitando el análisis comparativo entre las formas y procesos dominantes dentro y fuera del área protegida.


Observación directa del mapa geomorfológico La observación directa del mapa geomorfológico (Figura 2) permite extraer una serie de ideas generales sobre la zona de estudio:1) La presencia de formas de depósito es notablemente superior a la de erosión. 2) Las formas erosivas aparecen ligadas a las cabeceras de los valles, mientras que las de depósitos se asocian a los fondos. 3) Resaltan sobre todo los depósitos ligados a la dinámica fluvial y de laderas.


449

Figura 2.- Mapa geomorfológico del tramo medio de la cuenca del Río Nalón y área ocupada por el Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras.

4) Los depósitos más representados son los coluviones. 5) La presencia de derrubios de ladera, canchales y avalanchas de roca se restringe a la parte oriental de la zona de estudio. 6) La mayoría de los movimientos en masa se extienden de un modo homogéneo por toda el área. 7) Las labores de minería subterránea y a cielo abierto se evidencian tanto por los depósitos de tipo escombrera como por las cicatrices extractivas.

Comparativa entre áreas dentro y fuera del perímetro de protecciónDe los 280 km2 estudiados, sólo el 36% se encuentra dentro del Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras (Figura 2). En la Figura 3 se muestran las distribuciones porcentuales, de las formas de depósito existentes dentro y fuera del área protegida. Uno de los aspectos más destacables es el relacionado con la distribución de

escombreras y rellenos antrópicos, notablemente superior en la zona no protegida (90%) frente al 10% presente dentro del área protegida. La mayoría de los depósitos de canchales (89%) están dentro de la zona protegida, al igual que los depósitos correspondientes a derrubios de ladera (78%) y a los depósitos de movimientos de avalanchas de roca (76%). Estos depósitos se presentan en el área oriental donde se encuentran los mayores escarpes con existencia de pendientes y altitudes más elevadas, mayor presencia de nivación y procesos asociados.

5. CONCLUSIONES

El análisis comparativo de las características geomorfológicas del espacio natural del Paisaje Protegido de las Cuencas mineras y su entorno más próximo fuera del límite de protección,

450

permite concluir que en la declaración del mismo se ha tenido en cuenta, entre otros, el criterio geomorfológico. Así, el territorio protegido representa un área con unas características propias y diferentes del entorno más próximo, en lo que se refiere a representación de procesos externos y a formas resultantes. Esta variabilidad geomorfológica viene determinada por

la distribución de algunas variables orográficas como la altitud. Por otro lado, los usos del suelo con fines distintos a la minería en la zona protegida han contribuido a la conservación de un entorno natural, permitiendo observar la actuación de los procesos externos y las formas resultantes.

0% 20% 40% 60% 80% 100%

Llanuras aluviales

Terrazas aluviales

Abanicos torrenciales

Coluviones

Flujos

Canchales

Avalanchas rocosas

Derrubios de ladera

Escombreras/Rellenos

Área no protegida Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras

Figura 3.- Comparativa en la distribución de las superficies correspondientes a formas de depósito cuaternarias dentro y fuera del área protegida. Los porcentajes se refieren al 100% de cada tipo de depósitos en la totalidad del

área estudiada.

Agradecimientos Gran parte del trabajo que aquí se presenta ha sido financiado por una beca doctoral de la FICYT (Fundación para el Fomento en Asturias de la Investigación Científica Aplicada y la Tecnología).

REFERENCIAS

Capel Molina, J.J. (1981): Los climas de España. Ed. Oikos-Tau, Barcelona, 403 pp.

Domínguez-Cuesta, M.J. (2005): Geomorfología e inestabilidad de laderas en la Cuenca Carbonífera Central (Valle del Nalón, Asturias). Análisis de la susceptibilidad ligada a los movimientos superficiales del

terreno. Tesis doctoral. Servicio de Publicaciones de la Universidad de Oviedo.

Domínguez-Cuesta, M.J.; Jiménez-Sánchez, M. and Berrezueta, E. (2007): Landslides in the Central Coalfield (Cantabrian Mountains, NW Spain): Geomorphological features, conditioning factors and methodological implications in susceptibility assesment. Geomorphology, 89, 358 – 369.

Fernández García, A. (1992): La Cuenca Hullera Central. En: Editorial de Prensa Asturiana, Geografía de Asturias. Oviedo. II, 54, 73-92.

Julivert, M. (1967): La ventana del río Monasterio y la terminación meridional del Manto del Ponga. Trabajos de Geología. Universidad de Oviedo, 1, 39-46.


451

Valoración, Cartografía y Gestión Ambiental de Lugares de Interés Geomorfológico: El Parque Natural

de las Hoces de Alto Ebro y Rudrón

E. Serrano (1), M.J. González Amuchastegui (2), P. Ruíz Flaño (1) y J.J. González Trueba (2)

(1) Dpto. de Geografía. Universidad de Valladolid, [email protected] (2) Dpto. de Geografía. Universidad del País Vasco

Abstract Assessment, Mapping and Environmental Management of Geomorphosites: The Ebro and Rudrón canyons Natural Park. In this study we show the importance of geomorphological analysis in landscape studies of natural protected areas in order to improve their management. We have inventoried and evaluated nine geomorphosites in the Ebro-Rudrón Natural Park, applying new cartographic symbols and an assessment of each site.

Palabras clave: Lugares de Interés Geomorfológico, Evaluación, Cañones del Ebro y Rudrón. Key words: Geomorphosites, Assesment , Ebro and Rudrón canyons.

1. INTRODUCCIÓN

El marco geomorfológico, en tanto que base de la organización espacial de los Espacios Naturales Protegidos (ENP), y en la que éstos sustentan gran parte de su atractivo, necesita herramientas metodológicas que permitan establecer una valoración intrínseca de sus aspectos geomorfológicos a la vez que la comparación entre áreas. Los Lugares de Interés Geomorfológico (LIG) son formas o grupos de formas de especial relevancia para la comprensión del medio natural, la historia de la tierra, del clima o de la vida, y que poseen valores científicos, culturales, estéticos o socioeconómicos (Panizza, 2001; Reynard, 2005), de ahí que deban ser contemplados como recursos patrimo-niales con capacidad dinamizadora de numerosas áreas protegidas.

El objetivo de este trabajo es incorporar la valoración de lugares de interés geomorfológico en los estudios territo-riales y de análisis de paisaje en ENP.

La marginalidad espacial y económica de muchos ENP ha permitido un buen estado de conservación de sus paisajes. En ellos el componente geomorfológico desempeña generalmente un papel importante y en ocasiones es a la vez causa de esa marginalidad (altitud elevada, fuertes pendientes…) y funda-mento de su elevado valor natural.

La actividad turística constituye uno de los principales recursos de estas zonas, de hecho algunos LIG presentan por sí solos potencialidad para convertirse en “sitios turísticos”. De este modo, los LIG pueden llegar a considerarse útiles de desarrollo local en términos económicos y turísticos. Sin embargo, en tanto que recursos, es necesario alcanzar el equilibrio entre la conservación y el uso, para garantizar su pervivencia. En la medida en la que la gestión asegure la sostenibilidad del recurso, este seguirá manteniendo todo su potencial.

452

2. AREA DE ESTUDIO

La zona de estudio se localiza en la vertiente meridional de la Cordillera Cantábrica, en la provincia de Burgos.

Fig. 1. Localización del área de estudio

Se trata de un relieve plegado de cobertera donde alternan amplios sincli-nales y apretados anticlinales domina-dos por las calizas y margas cretácicas. El río Ebro ha elaborado una red hidrográfica caracterizada por la suce-sión de cañones y gargantas inscritos en amplias plataformas, con paisajes kársticos dominantes, en un clima de transición atlántico-mediterráneo. Se trata de un paisaje rural generado por un sistema tradicional caracterizado por una intervención antrópica (García Fer-nández, 1992) capaz de inducir profun-das modificaciones en la dinámica geo-morfológica (kárstica, de laderas, flu-vial). El abandono de los usos tradicio-nales ha implicado una naturalización del territorio y unos usos orientados

actualmente hacia el turismo y el esparcimiento.

3. METODOLOGÍA

La metodología utilizada para el inventario y valoración de los LIG en los cañones del Ebro se ajusta al procedimiento ya aplicado en paisajes de alta montaña y rurales (Serrano y González Trueba, 2005; Serrano et al,2006).

A grandes rasgos, esta metodología se inicia con la realización de la cartografía geomorfológica (E.1/25.000) y la selec-ción de los lugares singulares o repre-sentativos. A partir de una ficha deta-llada de cada LIG, se evalúan por separado sus valores científicos (o intrínsecos), culturales (o añadidos) y de uso y gestión (componentes territoriales y potencial de uso).

La puntuación final obtenida (de 0 a 10) permite establecer comparaciones entre los LIG y determinar en qué medida contribuye cada uno de los valores (añadidos, culturales o de uso y gestión) a la puntuación final. Por último, se aplican las propuestas cartográficas planteadas de Reynard et al. (2007), en un intento de facilitar su uso por los gestores del Parque Natural.

4. LA VALORACIÓN DE LOS LIG DEL PARQUE NATURAL

En el Parque Natural Hoces de Ebro y Rudrón se han definido nueve LIG, cuya valoración se recoge en la tabla I y en la figura 2. En estos LIG quedan incluidos cinco lugares representativos, dos espacios singulares y dos lugares singulares.

En general puede afirmarse que nos encontramos en una zona con valores intrínsecos medios, aunque con ejem-plos de notable calidad científica.


453

TABLA 1. VALORACIÓN DE LOS LIG DEL P.N. HOCES DEL EBRO Y RUDRÓN. Nombre del LIG Tipo LIG V.científico V. añadido V. uso 1 Cañón del Ebro LR 5.6 4.2 8 2 Toba y Hoz de Orbaneja LR 6.6 6.1 3.3 3 Meandro abandonado y toba de Valdelateja LR 7.6 6.1 7.7 4 Surgencia del pozo azul ES 3 3.4 6.1 5 Complejo tobáceo de Tubilla del Agua LS 5 6.1 5.5 6 Cañón del Rudrón Moradillo LR 5.6 4.4 7.7 7 Sistema kárstico y fuentes del Rudrón LS 5 2.8 8.8 8 Combe de Huidobro ES 6.2 4.8 7.7 9 Cueva de Piscarciano LR 4.4 2.2 2.2

LR = Lugar representativo; ES = Elemento singular; LS = Lugar singular

La valoración más elevada coincide con morfologías fluviales espectaculares, como el meandro abandonado y enca-jado de Valdelateja, y con complejas formaciones tobáceas, como la de Orba-neja del Castillo.

Los valores añadidos alcanzan niveles medios y altos, correspondiendo los más elevados a Valdelateja, Orbaneja y Tubilla. La densidad y calidad de los bienes del patrimonio histórico, artístico y etnográfico (ermitas, casas, puentes, caminos, prácticas tradicionales...), si-tuados en su entorno más próximo o en las unidades geomorfológicas o de pai-saje en las que estos se integran, hace que alcancen valores superiores a 6.

Finalmente, los valores más altos son los de uso y gestión. El sistema kárstico del Rudrón y el Cañón del Ebro alcanzan las máximas puntuaciones por la confluencia en ellos de una buena accesibilidad, el elevado grado de inte-rés de las formaciones geomorfológicas, su baja fragilidad y su buen estado de conservación. La toba y hoz de Orbane-ja, que en el resto de parámetros obtenía valoraciones altas, reduce su importan-cia en este apartado por los graves im-pactos derivados del poblamiento tradi-cional y del uso turístico actual.

En la figura 2 se representan las valoraciones parciales de cada uno de los LIG. Como puede comprobarse, la

mayor valoración es la obtenida por el meandro de Valdelateja, único LIG que cuenta con una distribución equilibrada entre los valores parciales, la especta-cular Combe de Huidobro y los Ca-ñones del Ebro y Rudrón, donde pesan más los valores de uso y gestión que los intrínsecos o culturales.

De cara a la gestión, y considerando el gran potencial científico, cultural y turístico que poseen algunos LIG, las actuaciones deberían ir encaminadas a la promoción y difusión de estos valores, limitando posibles impactos susceptibles de generar su deterioro o de reducir su valor de uso. El único LIG que requiere un tratamiento diferen-ciado es el edificio tobáceo de Orbane-ja, cuya vocación es la conservación, limitando las intervenciones antrópicas en mayor medida que en el resto.

5. CONCLUSIONES

El método empleado ha permitido definir 9 LIG, en función de sus carac-terísticas geomorfológicas, su potencial paisajístico, cultural y de uso, así como su fragilidad. El método resulta útil para ofrecer una valoración cualitativa global reflejada en la cartografía, y orienta-ciones de uso y conservación a los gestores del LIG, todo lo cual hace que se erijan en herramientas útiles para la gestión territorial.

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Fig. 2. Representación cartográfica de la valoración de los LIG de las Hoces de Ebro y Rudrón.

El exhaustivo análisis territorial y geomorfológico que requiere la metodología aplicada, permite definir propuestas concretas de cara a la ordenación de los ENP, tanto en lo que se refiere al establecimiento de sus categorías de ordenación, como al gra-do de protección requerido, desde la conservación estricta hasta el estableci-miento de distintos condicionantes su-perpuestos a la ordenación de su uso.

REFERENCIAS

García Fernández, J.(1992). El espacio geográfico de los páramos de La Lora. En: Gracía Fernández, J. & Rubio Recio, J.M. (Dir.). II Jornadas de Geografía Física de Sedano, Universidad de Valladolid, 9-54.

Panizza, M. (2001). Geomorphosites: con-cepts, methods and examples of geomor-phological survey. Chinese Science Bu-lletin, 46: 4-6.

Reynard, E. (2005). Geomorphosites et paysages. Geomorphologie, 3: 181-188.

Reynard, E., Fontana, G., Kozlik, L. & Scapozza, C. (2007). A method for assessing “scientific” and “additional values” of geomorphosites. Geographi-ca Helvetica,3: 148-158.

Serrano, E. & González Trueba, J.J. (2005). Assessment of geomorphosites in natu-ral protected areas: the Picos de Europa National Park (Spain). Geomorphologie, 3: 197-208.

Serrano, E., Ruiz-Flaño, P., Arroyo, P. y González Trueba, J.J. (2006). Lugares de interés geomorfológico. Inventario y valoración aplicada al área de Tiermes Caracena (Provincia de Soria). En: Pé-rez, A. & López, J.(eds.) Geomorfología y territorio, Actas de la IX Reunión Na-cional de Geomorfología, Universidad de Santiago de Compostela, 963-976.


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Restauración de marismas en estuarios cantábricos: velocidad de recuperación y tasas de erosión

E. Fernández Iglesias (1) y M. Fernández Alonso (1)


Abstract Salt marshes restoration in Cantabrian estuaries: recovery and erosion rates Salt marsh recovery caused by tidal-protection dikes damage and breaking has been analyzed in two of the most important Cantabrian estuaries (Urdaibai and San Vicente). A minimum recovery rate and its associated erosion rate have been estimated showing the high recovery capacity of these intertidal environments without developing significant terrain movements or revegetations.

Palabras clave: marismas, impacto humano, restauración, evolución, erosión Key words: salt marshes, human impact, restoration, evolution, erosion

1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

En el año 2003 se abordó el estudio de 85 desembocaduras fluviales presentes en el litoral Cantábrico (INDUROT, 2003). Este estudio aportó datos sobre su estado de conservación, concluyendo que en torno a un 45% de los ambientes propiamente estuarinos se encuentran ocupados por rellenos y edificaciones de diferente naturaleza. Del resto de ambientes intermareales se destaca que más de la mitad presentan otro tipo de alteraciones, estando afectadas por desecaciones parciales ligadas a la presencia de barreras mareales, plantaciones de especies alóctonas, expansión de invasoras, etc.

Estos datos pusieron de manifiesto la urgente necesidad de abordar la restauración de estos espacios tan singulares. En este sentido, la gestión costera se está dirigiendo hacia las actuaciones de restauración, muy abundantes en ambientes dunares. Sin embargo, los ejemplos de restauración en medios estuarinos son mucho menos abundantes.

Existen algunos ejemplos de recuperación de marismas en el

cantábrico, como las actuaciones realizadas en la ría de Santoña en Cantabria (Sánchez, 2006) o en el estuario de Urola en Vizcaya (CAPV, 2007). La retirada de rellenos, el rebajamiento de cotas, excavaciones de canales mareales y plantación de especies halófilas son ejecuciones habituales. Sin embargo, también se han detectado recuperaciones semi-accidentales de marismas inducidas por la rotura de diques perimetrales, abandono de labores de mantenimiento e incluso el abandono de los usos agropecuarios. Recuperaciones de este tipo se han observado en estuarios como el de Oyambre, San Vicente de la Barquera (Cantabria), Villaviciosa (Asturias) y Urdaibai (Vizcaya), donde se pone de manifiesto como pequeños cambios son suficientes para promover la recuperación de la vegetación de marisma, sin necesidad de realizar importantes movimientos de tierra o recurrir a plantaciones.

En el presente trabajo se sintetizan algunos de los cambios detectados en las marismas de dos estuarios cantábricos, ligados a la rotura de diques mareales donde no se han llevado a cabo actuaciones

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complementarias. El objetivo es mostrar la capacidad de auto-recuperación que presentan estos ambientes tan dinámicos.

2. AREA DE ESTUDIO

En el presente trabajo se han seleccionado los estuarios de San Vicente en Cantabria y Urdaibai en Vizcaya, dos de los 10 estuarios más grandes y de mayor interés para la conservación del cantábrico. Ambos presentan amplias superficies cuya dinámica mareal ya se encontraba mermada por diques y motas (estructuras de defensa formadas por acumulación de material) en la década de los 50, aunque en la actualidad varios sectores muestran una recuperación de marismas en diferentes estados de desarrollo.

El estuario de Urdaibai se ubica en la zona más septentrional de la provincia de Vizcaya, en la mitad oriental de la costa Cantábrica. Está ligado a la desembocadura del río Oka (cuenca hidrográfica de 180 km2) y desarrolla amplias superficies con potencialidad para albergar marismas. Representa uno de los estuarios más importantes y de mayores dimensiones del Cantábrico, con una superficie potencial de unas 1200 ha, constituyendo el eje vertebrador de la Reserva de la Biosfera de Urdaibai, además de contar con otras figuras de protección como LIC, ZEPA o Humedal de especial importancia (convenio RAMSAR).

El estuario de San Vicente se ubica igualmente en la zona occidental de la provincia de Cantabria, en la mitad oriental de la costa Cantábrica. Este estuario se desarrolla en la desembocadura de los ríos Gandarillas al oeste y El Escudo al este (cuenca hidrográfica de 140 km2) y presenta una superficie próxima a las 600 ha. Este espacio se integra dentro del Parque

Natural de Oyambre y del LIC RíasOccidentales y Dunas de Oyambre.

En ambos estuarios aparece un modelado antrópico que ha modificado gran parte de sus características naturales, como ocurre en la mayoría de los estuarios peninsulares. Al menos un 60% del área estuarina en Urdaibai y un 20% en San Vicente se ha visto afectada por barreras mareales ligadas a motas y diques, cuyo objetivo es favorecer el aprovechamiento agroganadero y forestal de los terrenos.

Sin embargo, en las últimas décadas, aproximadamente un 20% de la superficie estuarina de Urdaibai y cerca de un 15% en San Vicente ha recuperado o está recuperando parte de sus características naturales, proceso que ha sido analizado en el presente trabajo.

3. METODOLOGÍA

Se ha realizado un estudio evolutivo de los estuarios teniendo en cuenta el análisis de fotografías aéreas históricas (abarcando el periodo 1953-2004), la cartografía geomorfológica y de vegetación de los estuarios realizada a escala 1:5000 en los años 2005 y 2006 así como otra documentación de interés, como la cartografía de vegetación del año 1996 (Patronato de la Reserva de Urdaibai, 1996).

Se han identificado los cambios más significativos, destacando en Urdaibai la recuperación total del porreo de San Cristóbal, en relación con la rotura y eliminación de diques perimetrales, así como la recuperación parcial del porreo de El Escudo en San Vicente, en relación con el deterioro y rotura de diques perimetrales debido en gran medida al abandono de las labores de mantenimiento.


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Se han realizado unas primeras aproximaciones cuantitativas sobre la velocidad de recuperación de las superficies alteradas y tasas de erosión.

4. RESULTADOS

Aunque la evolución de los estuarios analizados en los últimos 50 años es variable, en algunos sectores se detecta una tendencia creciente hacia el abandono de las actividades agropecuarias así como la rotura o deterioro de los diques de cierre de las marismas. En consecuencia se ha producido un aumento de la inundabilidad de estos terrenos, un incremento de los procesos erosivos y una recuperación de la vegetación de marisma.

4.1 Estuario de Urdaibai En la imagen del año 1957 se observan más de 460 ha de superficie afectada por barreras mareales (un 40% del estuario). En las imágenes recientes esa cifra es de 350 ha (30%), habiéndose recuperado unas 110 ha de llanuras intermareales y marismas, en su mayoría concentradas en el denominado porreo o itzak San Cristóbal (Figura 1).

Fig. 1. Cartografía comparativa de los años 1957 y 2001 del estado de las marismas de Urdaibai y

ubicación del área de estudio.

En la imagen del año 1957 este porreo aparece delimitado por un dique que reduce la entrada de las mareas al interior, mostrando un parcelario muy definido, un uso agropecuario intenso y una red de canales mareales poco definida y con bajo encajamiento. A finales de los años 50 gran parte de este dique se fragmentó, favoreciendo la entrada de las mareas hacia el interior.

En la siguiente imagen disponible de la zona, correspondiente al año 1969, se observa como dicho porreo ha recuperado gran parte de sus características naturales, desarrollando una marisma recorrida por canales mareales bien definidos. En un periodo inferior a 10 años se ha producido la recuperación de las marismas, estimándose con estos datos una velocidad mínima de entre 1100 y 1200 m2 ha-1año-1. La siguiente imagen disponible, correspondiente al año 1990, se observa como unas 30 ha de los terrenos han evolucionado hacia llanuras intermareales con escasa o nula cubierta vegetal, ligadas al lecho de canales mareales e indicadores de la actuación de procesos erosivos. Como primera aproximación, partiendo de la superficie que ha evolucionado hacia llanuras intermareales y del encajamiento que actualmente muestran los canales, se ha obtenido una tasa de erosión mínima de entre 20 y 30 m3 por hectárea y año. Lógicamente esto datos representan valores mínimos, limitados por la disponibilidad de documentación entre 1960 y 1990, por lo que cabría esperar que los valores de velocidad y erosión estimados sean más elevados.

La cubierta vegetal se ha transformado totalmente, desarrollando una clara dominancia de vegetación halófila propia de marismas (Halimione portulacoides y Juncus maritimus) en sustitución a los prados que ocupaban la zona en el año 1957. Como dato adicional destacar que mediante la

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comparación entre la cartografía de vegetación elaborada en el año 1996 con la realizada en el presente trabajo, se constata la rápida expansión de la especie invasora Baccharis halimifoliaque ha tenido lugar en el estuario, con tasas de entre 500 y 1000 m2 por hectárea y año.

4.2 Estuario de San Vicente En el estuario de San Vicente la imagen del año 1953 muestra como 130 ha de superficie se encuentra afectada por barreras mareales, la mayoría concentradas en el brazo de El Escudo. Gran parte de los terrenos encerrados han sido objeto de una plantación de eucaliptos.

Aunque los usos forestales continúan en la actualidad, las fotos aéreas y los trabajos de campo permiten detectar un incremento en la superficie afectada por la dinámica mareal en relación con la rotura en varios puntos de los diques perimetrales, mostrando una tasa de recuperación de unos 200 m2 por hectárea y año.

Fig. 2. Comparativa del estado del porreo de El Escudo, en el estuario de San Vicente. Con línea

discontinua se señala el trazado del dique deteriorado

Esta situación representa una recuperación más lenta y gradual que en el caso de Urdaibai ya que, aunque también se detectan reactivaciones de canales mareales, erosiones y expansión de la vegetación propia de marismas, son procesos menos intensos y peor desarrollados debido, entre otros factores, al efecto barrera que todavía ejercen algunos diques perimetrales, a las limitaciones asociadas al uso forestal

y a la expansión de plantas invasoras que se observa en la zona.

5. CONCLUSIONES

Las observaciones realizadas permiten concluir que las marismas que se han visto parcialmente desecadas por el efecto de diques y motas poseen una rápida potencialidad de autorecuperación. Roturas parciales en estos diques perimetrales es suficiente como para observar reactivaciones mareales y procesos erosivos, favoreciendo la recuperación de la vegetación característica. Se han estimado velocidades de entre 1100 y 1200 m2 por hectárea y año así como tasas de erosión entre 20 y 30 m3 por hectárea y año, valores mínimos a tener en cuenta ya que están limitados por la disponibilidad de documentación, cabiendo esperar que los valores sean más elevados.

Agradecimientos Agradecemos a Jesús Valderrábano Luque sus aportaciones sobre la vegetación. Este trabajo ha sido elaborado en el marco del Convenio CN-04-245 suscrito entre el INDUROT y la Dirección General de Costas.

REFERENCIAS

CAPV (2007). Modificación del Plan Territorial Sectorial de Zonas húmedas de la CAPV. Informe Inédito.

INDUROT (2003). Estuarios cantábricos: Perspectiva general. Dirección General de Costas. Informe inédito.

Patronato de la Reserva de la Biosfera de Urdaibai (1996). Cartografía valorativa y Paisajística de las comunidades vegetales de las marismas de la reserva de la Biosfera de Urdaibai (Bizkaia). Informe Inédito.

Sánchez, C. (2006). La recuperación de la marisma de Montehano. Monte Buciero,12, 161-173.


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Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (1). Condicionantes y criterios geomorfológicos

para la restauración de minas de caolín

J.F. Martín-Duque (1), J.M. Nicolau (2), C. Martín-Moreno (1), L. Sánchez (3),

(1) Dpto. de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, UCM, Madrid. [email protected](2) Dpto. de Ecología, Facultad de Ciencias, Universidad de Alcalá de Henares, Madrid (3) CAOBAR S.A., Taracena, Guadalajara (4) Organismo Autónomo de Espacios Protegidos de Castilla – La Mancha, Guadalajara

Abstract Geomorphology and management of the Alto Tajo Natural Park (1). Geomorphic conditioning and criteria for the reclamation of kaolin mines The Alto Tajo Natural Park is one of the largest and most valuable protected areas in Spain. At its edge, a series of kaolin mines constitute a risk of siltation of the fluvial network, being this its main environmental management problem. The erosion of the abandoned mines produces severe on and off site hydrological impacts. Active mines control the runoff and sediment emissions, but need to assure its long-term stability. In this study, a first description of the geomorphic conditioning and criteria for the reclamation of both abandoned and active kaolin mines is made. The proposed landform design points out that runoff and soil erosion can be reduced to the minimum by building concave slopes and by mimicking the layout of the original surficial geomorphology. The runoff control envisages the construction of systems of flow control and sediment storage (as small ecologically functional wetlands), at the basis of the slopes.

Palabras clave: geomorphology, reclamation, kaolin mines, Alto Tajo Natural Park Key words: geomorfología, recuperación, minas de caolín, Parque Natural del Alto Tajo

1. INTRODUCCIÓN

El Parque Natural del Alto Tajo fue declarado el 6 de abril de 2000. Tiene una superficie de 105.721 hectáreas, dentro de las provincias de Guadalajara y Cuenca, y cuenta con una Zona Periférica de Protección de 70.544 ha.

El río Tajo cuenta en este entorno con más de 100 km de hoces y cañones, que se encajan sobre una serie de superficies de erosión terciarias. Estas superficies, que caracterizan el relieve de la Cordillera Ibérica, están desarrolladas, sobre todo, a partir de rocas carbonáticas de edad Mesozoica. Entre los valores de este Parque Natural destacan la calidad de las aguas de sus ríos y las excelentes poblaciones de especies de fauna ligadas al medio fluvial, así como el buen estado de conservación de las formaciones vegetales riparias y de flora acuática.

En la Zona Periférica de Protección del Parque, en los municipios de Poveda de la Sierra y Peñalén (Guadalajara), se localizan diversas explotaciones mineras de caolín, activas y abandonadas. Dado que éstas son anteriores a la declaración del Parque Natural, y puesto que están muy próximas al espacio protegido y al curso del río Tajo, las administraciones implicadas en la gestión de este territorio consideran imprescindible acometer un trabajo de excelencia sobre su restauración ecológica.

El principal impacto ambiental objeto de corrección es de tipo hidrológico, en tanto los sedimentos procedentes de la erosión hídrica de las minas y sus escombreras son susceptibles de aumentar la turbidez del río Tajo y sus afluentes, afectando a los ecosistemas fluviales.

R. Ruiz López de la Cova (4), M.A. Sanz (1) y A. Lucía (1)

460

El estudio de la evolución histórica reciente de ese impacto hidrológico, de la evaluación de la influencia de cada una de las fuentes de aporte de sedimentos, y del desarrollo de medidas correctoras efectivas, constituyen los objetivos principales de un grupo de trabajo creado expresamente con este fin entre: gestores del espacio natural (dirección del Parque Natural del Alto Tajo), universidades (UCM-UAH), y una empresa minera (CAOBAR S.A.). Todo ello en un marco de colaboración deseable, que podría servir de referencia para otros escenarios similares.

2. GEOMORFOLOGÍA Y RESTAURACIONES ECOLÓGICAS

La geomorfología ha participado de manera muy escasa en nuestro país en la recuperación de espacios afectados por movimientos de tierras. Y sin embargo, parece evidente que su aportación potencial es elevada en actividades como la minería, que en muchos casos requieren la reconstrucción de un nuevo relieve, de un nuevo sustrato, y de controlar la ocurrencia de procesos geomorfológicos e hidrológicos: bien limitando su actividad, bien restituyendo los procesos que regulan los flujos de recursos y el mantenimiento de la dinámica natural; en esos aspectos, el conocimiento geomorfológico puede ser decisivo, pues la reconstrucción de determinadas formas puede contribuir a restaurar determinados procesos.

Una manera de organizar la información geomorfológica útil para la recuperación de terrenos afectados por movimientos de tierras (Martín Duque et al., 1998), puede ser: (a) elaboración de un mapa de unidades geomorfológicas homogéneas, con especial atención a la cartografía de formaciones superficiales, y cuya leyenda sea de tipo litomorfológico

(descripción objetiva del terreno, y no de su interpretación morfogenética); (b) redacción de una memoria de dicho mapa que se centre en la descripción de las propiedades actuales de las formas del terreno (como físicas y químicas de la litología, o variables topográficas); (c) caracterización y cuantificación, en la medida de lo posible, de procesos geomorfológicos activos que tienen lugar sobre dichas unidades. A ello habría que añadir aspectos como la interpretación del contexto general del relieve (energía del relieve o cuencas visuales), así como la delimitación de cuencas hidrográficas de primer orden, al objeto de controlar los flujos hidrológicos y su conexión con la red fluvial (Nicolau, 2003).

3. CONTEXTO Y CONDICIONANTES GEOMORFOLÓGICOS DEL ENTORNO DEL ALTO TAJO

La Figura 1 muestra el marco geomorfológico en el que se insertan las explotaciones mineras del área Peñalén – Poveda de la Sierra, en el entorno del Parque Natural del Alto Tajo. Dicho mapa tiene asociada una memoria que sirve para conocer en detalle las propiedades litológicas y geomorfológicas de las unidades que han sido afectados por cada explotación.

El relieve de este entorno introduce una limitación importante en la restauración, que también se recoge en la memoria. Ello es debido a que estas explotaciones de ladera se sitúan en localizaciones topográficas de pendientes muy elevadas (de hasta 30º) y de gran longitud (de hasta 300 m de desarrollo), con un nivel de base de la red fluvial muy bajo; todo ello está condicionado por un importante encajamiento del río Tajo, lo cual imprime un perfil longitudinal de gran pendiente a sus afluentes, y una vulnerabilidad muy alta a la erosión hídrica de las laderas.


461

Figura 1. Unidades geomorfológicas homogéneas del entorno de las minas de caolín junto al Parque Natural del Alto Tajo. Leyenda de las unidades con repercusión para la restauración ecológica y el impacto hidrológico: 1,

explotaciones mineras activas y abandonadas; 2, núcleos de población; 3, superficies sobre rocas carbonáticas; 10, escarpes sobre rocas carbonáticas; 12, laderas sobre arenas de la Formación Utrillas, con recubrimiento coluvionar

carbonático; 13, laderas sobre conglomerados, areniscas, arcillas y calizas; 23, laderas con cárcavas sobre conglomerados, areniscas y arcillas (activas); 27, depósitos de arenas caoliníferas en diques y conos aluviales.

4. PROBLEMÁTICA DE LAS MINAS ABANDONADAS

La emisión de sedimentos desde las minas abandonadas del entorno del Alto Tajo llega directamente a los cauces como carga de fondo y en suspensión. La contaminación física de estos aportes sólidos supone impactos directos e indirectos sobre los ecosistemas del río Tajo. La entrada de sedimentos en la red fluvial dificulta la captación de oxígeno por parte de distintas especies acuáticas, así como su reproducción, al cementar los frezaderos. Por este motivo, uno de nuestros estudios tiene por objetivo determinar las principales fuentes de sedimentos de la cuenca del arroyo Peñalén, una de las más afectadas por la erosión hídrica, el cual se desarrolla en otro trabajo presentado a este mismo congreso (Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (2)).

5. DIRECTRICES GENERALES PARA LA RESTAURACIÓN DE MINAS ACTIVAS. EL CASO DEL MACHORRO

CAOBAR S.A., una de las empresas que opera en este entorno, está acometiendo la actualización del Plan de Restauración de la mina El Machorro (Fig. 1), mediante la incorporación de principios geomorfológicos.

Un estudio realizado sobre la cuenca visual de esa mina demuestra que el impacto visual no es su principal problema ambiental. Ello justifica centrar la restauración de la mina en su posible impacto hidrológico, mediante: 1) Reconstrucción de relieves cóncavos articulados entre sí, formando una ladera compuesta, con un surco de retención de derrubios al pie del escarpe principal (Martín Duque et al., 1998).

462

2) Construcción de sistemas de regulación del flujo y retención de sedimentos (balsas de sedimentación o humedales ecológicamente funcionales)en zonas de concentración de escorrentía (Nicolau, 2003). 3) Construcción de una arquitectura del terreno basada en la estructura que tienen el sustrato, los coluviones y los suelos originales de la ladera sobre la que se ubica la mina (Fig. 2).

Figura 2. Propuesta de arquitectura del sustrato para la restauración de la mina El Machorro.

El resultado de una serie de análisis texturales y de CO3Ca sobre muestras de coluvión carbonático y suelos del entorno del Machorro (Tabla I) muestra unas texturas que posibilitan un drenaje óptimo, permiten la acumulación de nutrientes y favorecen la formación de agregados edáficos.

Esos materiales muestran además la presencia de CO3Ca, el cual constituye la principal fuente de calcio en el suelo (elemento nutritivo de la vegetación), tiene influencia en el valor del pH (que también influye en el contenido de nutrientes), y es un factor importante en la formación de la estructura del suelo, además de garantizar su estabilidad.

Por todo ello, su utilización como soporte de los suelos de los nuevos relieves que se construirán se considera esencial. La recuperación de los suelos originales también se considera determinante, dado su alto contenido en materia orgánica (13,56 % de media).

TABLA I

PROPIEDADES COLUVIÓN CARBONÁTICO

(VALORES MEDIOS) Arena 2-0,05 mm 57,32 Limo 0,05-0,002 mm 16,83 Arcilla < 0,002 mm 25,86 Textura FRANCO ARCILLOSA

ARENOSA CO3Ca (%) 8,37

6. DISCUSIÓN

La incorporación de criterios geomorfo-lógicos está permitiendo revisar los Planes de Restauración de las minas de caolín del entorno del Alto Tajo. La efectividad de este enfoque geomorfoló-gico con respecto a la emisión de sedimentos se cuantificará mediante ‘barreras de sedimentos’ (sediment fences). Estas medidas comenzarán en el otoño de 2008, una vez construida una escombrera experimental que permitirá comparar los diseños propuestos con las aproximaciones tradicionales de tipo talud-berma.

Agradecimientos Este trabajo forma parte del contrato de investigación 234/2007 entre la empresa CAOBAR S.A. y el Departamento de Geodinámica de la UCM, en colaboración con profesores del Departamento de Ecología de la UAH y gestores del propio Parque Natural. Dichos trabajos se integran, a su vez, en el marco de dos proyectos de investigación (CGL2004-02179 y CGL2006-07207), financiados por el Ministerio de Educación y Ciencia.

REFERENCIAS

Martín-Duque, J.F., Pedraza, J., Díez, A., Sanz, M.A. y Carrasco, R.M. (1998). A geomorphological design for the rehabilitation of an abandoned sand quarry in central Spain. Landscape and Urban Planning, 42, 1-14.

Nicolau, J.M., 2003. Trends in relief design and construction in opencast mining reclamation. Land Degradation & Development, 14: 215-226.


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Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (2). Estimación de la emisión de sedimentos de la

cuenca del arroyo Peñalén mediante RUSLE 1.06

C. Martín Moreno (1), I. Zapico (2), J.M. Nicolau (2), J.F. Martín Duque (1),

(1) Dpto. de Geodinámica, Fac. CC Geológicas, UCM, Madrid. [email protected](2) Dpto. de Ecología, Facultad de Ciencias, Universidad de Alcalá de Henares, Madrid

Abstract Geomorphology and management of the Alto Tajo Natural Park (2). Evaluation of the sediment emission of the Peñalén stream watershed by using RUSLE 1.06 The environmental effects, mainly hydrological, of both abandoned and active kaolin mines located at the edge of the Alto Tajo Natural Park is analysed at the communication Geomorphology and management of the Alto Tajo Natural Park (1). There, it is described that the Peñalén stream watershed is one of the hotspots of soil erosion and sediment sources to the Tagus river. In this work, an evaluation of the soil erosion rates of the Peñalén watershed is made by using the RUSLE 1.06 (Rusle for mined lands, constructed sites and reclaimed land). Additionally, sediment yield quantification could be made from sedimentation volumes at a check-dam located at the mouth of the watershed. Data from both sources have been compared, considering that the first one means erosion rates in situ and the second one mean specific sediment yield (sediment exportation or emission from the watershed).

Palabras clave: hydrological impact, kaolin mines, Alto Tajo Natural Park, RUSLE 1.06 Key words: impacto hidrológico, minas de caolín, Parque Natural del Alto Tajo, RUSLE 1.06

1. INTRODUCCIÓN

Según se explica en otro trabajo presentado al congreso (Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo-1), las explotaciones mineras abandonadas de caolín, sobre todo las situadas en el entorno de la localidad de Peñalén (Guadalajara), han provocado y provocan un importante impacto hidrológico en la red fluvial del Río Tajo. Los sedimentos emitidos por esas minas abandonadas han tenido y tienen una conexión rápida y directa con el Arroyo de Peñalén, el cual vierte sus aguas al Arroyo Merdero, afluente directo del Río Tajo, dentro ya del Parque Natural (Fig. 1).

En la década de 1980 se construyeron dos diques de retención de sedimentos en la cuenca del citado Arroyo de Peñalén (diques 1 y 2, Figura 1), los cuales se colmataron rápidamente. Ante esta situación, en el momento actual, la

Confederación Hidrográfica del Tajo (CHT) tiene previsto limpiar y acondicionar esos dos diques, así como construir un tercer dique en la desembocadura del Arroyo Merdero, antes de su desembocadura al Río Tajo (proximidades del cono aluvial, Fig. 1).

En este estudio se realiza una primera estimación de la erosión del suelo que tiene lugar para cada unidad ecohidrológica de la cuenca del Arroyo Peñalén, y para el conjunto de la cuenca, mediante el modelo RUSLE 1.06. El objetivo ha sido identificar las principales fuentes de sedimentos de la cuenca, con el fin de priorizar las medidas de restauración ecológica en la misma. A partir de la sedimentación producida en el dique 2 (Fig. 1), situado a la salida de la cuenca, también ha sido posible estimar la exportación de sedimentos, y comparar ambos resultados, sin olvidar que ambos tienen distinto significado.

A. Lucía (1) y M.A. Sanz (1)

464

Figura 1. Contexto del impacto hidrológico de la cuenca del Arroyo Peñalén sobre el Río Tajo.

2. PROCESOS GEOMORFOLÓGI-COS ACTIVOS EN LAS MINAS ABANDONADAS

Un análisis geomorfológico de las explotaciones mineras abandonadas de la cuenca del Arroyo Peñalén muestra procesos erosivos muy intensos. En concreto, las escombreras exteriores de la mina abandonada de Santa Engracia han evolucionado desde una topografía con forma de terrazas hasta otra de profundos regueros (gullies), de más de un metro de profundidad, de manera que su fisonomía inicial es irreconocible (Fig. 1).

Los procesos de erosión y degradación son tan intensos que ha sido posible reconocer, incluso, depósitos de debris flow que han reventando pequeños diques de gaviones (dique 1, Fig. 1).

La emisión de sedimentos desde estas escombreras llega a la red fluvial afluente del Tajo, dentro ya del Parque Natural (Fig. 1). La contaminación física de estos aportes sólidos supone impactos directos e indirectos sobre los ecosistemas acuáticos.

3. ESTIMACIÓN DE LA EMISIÓN DE SEDIMENTOS A PARTIR DE LA SEDIMENTACIÓN EN DIQUES DE CORRECCIÓN HIDROLÓGICA

Como consecuencia de la intensidad de los procesos erosivos en esta cuenca, en 1984, el entonces ICONA construyó un dique de gavión de 4 m de altura sobre el cauce en la desembocadura del Arroyo Peñalén al Arroyo Merdero (R. Serrada, Com. Pers.) (dique 2, Fig. 1). Según Honorio Vicente (Com. Pers.), este dique se rellenó de sedimentos, procedentes sobre todo de la cantera abandonada 1 (Fig. 1), en un solo año. En 1988, y coincidiendo con la reactivación de la mina Santa Engracia, el dique de gaviones (dique 2, Fig. 1) que ya estaba completamente relleno de sedimentos desde 1985, fue recrecido 4 m más, quedando una cerrada de presa de 8 m de altura y 30 m de coronación. En esta ocasión el dique se rellenó en dos años, formando un vaso de 150 m de longitud. Con esos datos, es posible estimar el volumen de sedimentos que rellenan el dique, mediante la cubicación de la figura geométrica que se asemeja a la cuña: una pirámide de base trapezoidal en posición horizontal (Romero Díaz, 2007):

V = 1/3 x B x H


465

V volumen de sedimentos (m3);B, área de la base, superficie del dique; H, longitud de la cuña de sedimentos.

Con todo ello se obtiene un total de 6000 m3 de material arenoso que rellena la cuña sedimentaria, que con una densidad media de 1,6 gr/cm3 supone un total de 9600 toneladas sedimentadas en tan sólo 3 años (discontinuos). A partir de esos datos puede estimarse una tasa de producción de sedimentos para toda la cuenca de 3200 m3 /año.

La guardería forestal del momento atribuyó la emisión de esos sedimentos a las minas abandonadas y a cárcavas naturales. Por ello, se procedió a calcular la superficie total de esas unidades, obteniendo un valor de 13,52 hectáreas. Con esos valores, la tasa específica de producción de sedimentos para las principales zonas ‘emisoras’ sería de 236,7 Tm/ha/año, si bien ese valor debe estar sobreestimado, al no considerar el aporte desde otras unidades.

4. ESTIMACIÓN DE LAS TASAS DE EROSIÓN A PARTIR DE RUSLE 1.06

La versión 1.06 de la RUSLE (Rusle for mined lands, constructed sites and reclaimed lands), se desarrolló a partir de datos empíricos registrados en suelos mineros, por lo que resulta una herramienta muy útil en la predicción de la erosión en estos ambientes (Toy & Foster, 1998). Para su aplicación en la cuenca del Arroyo Peñalén, se cartografiaron las distintas unidades ecohidrológicas que componen el conjunto de esa cuenca (Fig. 2).

Para calcular el factor R se han tomado los datos publicados en Forteza (1981) e ICONA (1988), y datos directos de las estaciones meteorológicas de la comarca, suministrados por el INM. Para el cálculo del factor K se analizaron un mínimo de 3 muestras

compuestas de las distintas unidades edáficas identificadas, obteniéndose los datos de textura y materia orgánica requeridos por el programa. Los valores para los factores LS, C y P se obtuvieron a partir del análisis con el software ArcGIS de la ortofoto y Modelo Digital de Elevaciones del Plan Nacional de Ortofotografía Aérea (PNOA, de octubre de 2006, tamaño de píxel de 0,5 m), así como con comprobaciones en campo. La Tabla I muestra los resultados obtenidos.

Figura 2. Unidades ecohidrológicas de la Cuenca del Arroyo Peñalén, para el cálculo de la erosión del

suelo. Para su descripción, véase la Tabla 1.

5. CONCLUSIONES

Las unidades de la Tabla I que muestran mayores valores medios de erosión hídrica (1, 3, 13, 18) ofrecen cifras altas, pero se sitúan en los mismos órdenes de magnitud que las registradas para otros ambientes mineros (Nicolau, 1996). Si se realiza una comparación con los resultados obtenidos a partir de la sedimentación en el dique 2, 3200 Tm/año frente a 2763 Tm/año, se observa también que los valores están dentro del mismo rango. Sin embargo, para el análisis de los resultados obtenidos a partir de la RUSLE 1.06, y para su comparación con los ofrecidos por la sedimentación en el dique 2, hay que considerar que la RUSLE 1.06 no evalúa la erosión en gullies, y que los valores que ofrece son tasas de erosión (locales), y no producción específica de sedimentos.

466

TABLA I: EROSIÓN MEDIA Y TOTAL PARA LAS UNIDADES ECOHIDROLÓGICAS DE LA CUENCA DEL ARROYO PEÑALÉN

Nº DESCRIPCIÓN DE LA UNIDAD

ECOHIDROLÓGICA PTE.

EROSIÓN Tm/ha/año

ÁREA TOTAL (ha)

ER.TOT. Tm/año

Zon

a de

exp

lota

ción

y v

ías

de

acce

so

1a Taludes de desmonte (V) > 25º

202,54 0,68 137,19

1b Taludes de desmonte (NV) 73,75 1,29 95,24 2 Bermas de desmonte (NV) > 9º 31,76 0,56 17,67 3a Taludes de derrubios por evolución natural (V)

>25º 46,68 0,29 13,31

3b Taludes de derrubios por evolución natural (NV) 87,44 1,78 155,29 4 Pistas y caminos -- -- -- -- 5 Plaza de explotación (V) >9º 26,90 1,21 32,52 6 Superficies de trabajo -- -- -- -- 7a Superficies modificadas (V)

0 – 9º 2,47 0,32 0,78

7b Superficies modificadas(NV) 3,59 0.93 3,32 8 Zonas de sedimentación (NV) > 9º 0,28 0,12 0,25 9 Lámina de agua -- -- -- --

10 Balsas de sedimentación -- -- -- --

Esc

ombr

era

11 Plataformas de estériles (V) 0- 9º 3,82 1,29 4,91 12 Taludes sin regueros de estériles (V) > 9º 58,29 0,19 11,20 13a Taludes con regueros de estériles (V)

>25º 86,12 3,89 335,38

13b Taludes con regueros de estériles (NV) 35,21 1,57 55,41 14 Taludes sin regueros con tierra vegetal (V) >25º 7,40 0,44 3,24 15 Bermas de estériles (V) -- -- -- -- 16 Bermas con tierra vegetal (V) -- -- -- --

Cue

nca

natu

ral

17 Campos de cultivo sobre rocas carbonáticas (V) 0 – 9º 1,44 2,53 3,63 18 Suelo desnudo (cárcavas) (V) >25º 197,93 8,47 1675,89 19a Pastizal + matorral sobre rocas carbonáticas (V)

0 -9º 5,46 3,43 40,66

19b Pastizal + matorral sobre rocas carbonáticas (NV) 2,24 5,50 0,72 20 Pastizal + matorral sobre rocas carbonáticas (V) > 9º 17,57 4,12 72,31 21 Pastizal sobre arenas arcillas y margas (V) 0 -9º 12,60 7,70 97,04 22 Matorral sobre coluvión carbonático (V) > 9º 3,85 62,51 240,77 23 Matorral sobre arenas, margas y arcillas (V) > 9º 4,71 5,02 23,65 24 Arbolado sobre coluvión carbonático (V) > 9º 0,59 34,10 19,95 25 Arbolado sobre arenas, margas y arcillas (V) > 9º 1,39 36,43 50,63

V: Unidades Vertientes a la cuenca natural NV: Unidades No Vertientes a la cuenca natural.

Total unidades vertientes (Tm/año) 2763,05 Total unidades no vertientes (Tm/año) 327,90

Pero el principal problema, en este caso, es la vulnerabilidad del lugar en el que ocurren la erosión y la emisión de sedimentos, con conexión directa a la red fluvial del Parque Natural. Como ya se señaló, la CHT tiene previsto acometer la limpieza y arreglo de los diques construidos en la década de 1980, así como la construcción de un tercer dique en la desembocadura del arroyo Merdero. Sin embargo, desde nuestro punto de vista, la restauración de las minas y escombreras citadas constituiría la mejor solución posible, pues permitiría recuperar el equilibrio hidrológico de las laderas afectadas.

Agradecimientos Este trabajo forma parte del contrato de investigación 234/2007 entre CAOBAR S.A.1 y la UCM.

1

CAOBAR S.A. ha financiado esta investigación, pero ni ha explotado ni es propietaria de las minas incluidas en la cuenca del arroyo Peñalén.

Dichos trabajos se integran a su vez en los proyectos CGL2004-02179 y CGL 2006-07207, financiados por el MEC, y cuentan con la colaboración de la UAH y del Parque Natural del Alto Tajo.

REFERENCIAS

Forteza, M. (1981). Caracterización Agroclimática de la Provincia de Guadalajara. MAPA, Madrid.

ICONA (1988). Agresividad de la lluvia en España.. MAPA, Madrid, 39 pp.

Nicolau, J.M. (1996). Effects of topsoiling on rates of erosion and processes in coal mine spoil banks in Utrillas, Teruel. Int. J. Surf. Min. Rec. Env. 10, 73-78.

Romero Díaz, A. (Coord.) (2007). Los diques de corrección hidrológica. Cuenca del río Quípar (Sureste de España). Univ. Murcia, Murcia, 270 pp.

Toy, T.J. & Foster, G.R. (Eds.) (1998). Guidelines for the Use of the RUSLE on Mined Lands, Construction Sites, and Reclaimed Lands. Office of Surf. Min. Rec. Enf., 149 p. + software.


467

Metodología para la selección y valoración de puntos de interés geomorfológico en Galicia

J. López-Bedoya (1) y A. Pérez-Alberti (1)

(1) Grupo de Investigacións Xeomorfolóxica e Ambientais, Universidad de Santiago, Praza da Universidade, 1, 15782. Santiago de Compostela; [email protected].

Abstract Methodology for the selection and appraisal of geomorphologically interesting points in Galicia (NW Spain). The importance that has traditionally been given to biological criteria when choosing protected areas is leading to a loss of geomorphologic diversity and paleoenvironmental information. This has a negative effect on the communities of living beings that inhabit the different substrata themselves. Hence, it is absolutely necessary to appraise and protect our geomorphological heritage. The ideal method for the selection of spaces must pursue their own territorial representativeness from a formal, landscape-based, and environmental perspective, searching for scientific, environmental, and socioeconomic objectives that guarantee their correct use in the future.

Palabras clave: geomorfodiversidad, espacios protegidos Key words: geomorphologic diversity, protected spaces

1. INTRODUCCIÓN

En la presente comunicación se sintetizan las claves del estudio realizado para la Dirección Xeral de Conservación da Natureza de la Xunta de Galicia con el objetivo de crear la red de Puntos de Interés Geomorfológico de Galicia. Su objetivo principal es presentar la metodología que llevó a reconocer la geomorfodiversidad como valor indiscutible para la estabilidad del territorio gallego y cubrir la falta de conocimiento y valoración del patrimonio natural de esta Comunidad. Se incide, especialmente, en el gran peso que las geoformas tienen para la correcta ordenación de los territorios y para la conservación de áreas con importante información paleoambiental y demostrados valores para la preservación futura de la ecodiversidad.

2. METODOLOGÍA

La comunicación trata de centrar la discusión en los resultados obtenidos de la aplicación de las fases metodológicas

clave en la selección y valoración de espacios, las cuales se presentan a continuación.

Selección de las áreas de interés Una red de áreas de interés geomorfológico debe responder, según nuestro criterio, a tres requerimientos fundamentales: ser representativo a nivel formal y paisajístico, es decir, que en él se vean reflejados los principales paisajes y grandes formas existentes en el territorio; asegurar la perpetuación de la información ambiental que el substrato de ese territorio acoge de cara a su utilidad científica y educativa; asegurar las comunidades animales y vegetales originales que se fundamentan en el soporte físico terrestre. En resumen, valorar, proteger y proyectar científica y socialmente la geomorfodiversidad. Esta máxima ha fundamentado la selección de los puntos de interés, utilizando algunas variables que nos parecieron adecuadas para el caso gallego: áreas litológicas; procesos geomorfológicos; dicotomías erosión /

468

sedimentación y paleoformas / formas actuales-subactuales; etc. En consecuencia, se diferenciaron una serie de dominios geomorfológicos definidores del territorio: dominio costero, con los subdominios de costa abierta y costa de rías; el dominio fluvial, en el que se incluyeron distintos tipos de megaformas-valle y el consiguiente abanico de depósitos ypaleodepósitos asociados; el dominio montañoso, al que se asociaron la geomorfología glaciar, periglaciar y elementos de tipo estructural; dominiode las depresiones tectónicas interiores;y el de las superficies antiguas de aplanamiento continental, con paleorrelieves erosivos residuales. Por otro lado, se acotaron formaciones de interés paleoambiental que representan, en forma de herencias geomorfológicas, la historia geológica y paleoclimática regional. Por último se incluyó un listado de geoformas que resultasen de obligada protección futura desde el punto de vista formal visual y desde el prisma de la información paleoambiental, A partir de estas tres clasificaciones se seleccionaron los espacios susceptibles de formar parte de la red protegida.

Valoración de las áreas de interés La representatividad de los espacios elegidos y su ajuste a los objetivos planteados debe chequearse mediante un sistema valorativo que, a la vez, sirva para mostrar cualidades, definir las figuras de protección idóneas para cada lugar, y sentar los fundamentos de cara a una correcta gestión futura. Se parte de la base de que un espacio de interés contiene una serie de valores y su protección una serie de objetivos científicos, educativos y sociales. Por esta razón se elaboró una ficha valorativa (tabla 1) para cada espacio en la que se creyó conveniente incluir conceptos físicos definidores del espacio, y socioeconómicos en busca de

sus potencialidades para el aprovechamiento futuro. En su elección se siguieron ideas sobre el valor socioeconómico de medio ambiente de Uclés (2006); y se buscó apoyo en los tratamientos de variables de valoración propuestos por Cendrero (2000) y por García y Fernández (2005). Se dividió el análisis en tres conjuntos de variables: valores intrínsecos, propios del área, puntuando su exclusividad, nivel geográfico de importancia, riqueza asociativa con elementos de otra índole y reconocimiento científico; valores de potencialidad de utilización, teniendo en cuenta parámetros como accesibilidad, masas poblacional y educativa próximas, potenciales educativo e ilustrativo, y capacidades de carga; por último, variables sobre la urgencia de protección, en la que se reconocieron riesgos y amenazas para su conservación. Las puntuaciones obtenidas aportaron valores que sirvieron para reconocer fortalezas y debilidades de cada espacio y proponer figuras de protección adecuadas para el uso racional futuro de los mismos, figuras planteadas por la IUCN en 1994 y basadas en criterios primarios de gestión, Dingwall (2000).

3. CONCLUSIONES

Los resultados obtenidos a partir de la aplicación de la metodología utilizada para la selección y valoración de espacios han demostrado la validez de ésta a la hora de superar problemas frecuentes en el desarrollo de estudios técnicos regionales de valoración. Por ejemplo, en lo que se refiere a la dificultad inicial que presenta la definición de ambientes, dominios y geoformas en un territorio tan geodiverso como el gallego; o en relación a la compleja integración de variables físicas y conceptos socioeconómicos a la hora de valorar áreas y definir figuras de protección.


469

Además el método ha permitido una exhaustividad en el reconocimiento territorial y ello ha asegurando la representatividad científica de los lugares escogidos y su uso futuro, sumando garantías de sostenibilidad para los lugares de interés y de dinamización para las áreas próximas.

REFERENCIAS Cendrero Uceda, A. (2000). Patrimonio

Geológico; Diagnóstico, Clasificación y Valoración. Jornadas sobre Patrimonio Geológico y Desarrollo Sostenible. Serie Monografías, Ministerio de Medio Ambiente, 23-61.

Dingwall, P.R. (2000). Legislación y convenios internacionales: la integración del patrimonio geológico en las políticas de conservación del medio natural. En Barettino, D., et al. (Eds.): Patrimonio Geológico: Conservación y Gestión.Ministerio de Ciencia y Tecnología, ITGE, Madrid, 15 - 29.

García Cortés, A., Fernández Gianotti, J. (2005): Estrategia del Instituto Geológico y Minero de España para el estudio y protección del Patrimonio Geológico y la Geodiversidad. En Lamolda, M.A. (ed.): Geociencias, recursos y patrimonio geológicos.Ministerio de Educación y Ciencia, IGME, 59-72.

Uclés Aguilera, D. (2006). El valor económico del medio ambiente. Ecosistemas, 2006/2, 63-68

470

Fig. 1. Ficha de valoración para la Red de Espacios de Interés Geomorfológico en Galicia.


471

Geomorfología y ocio. La Casa de La Nieve y el Meandro de El Cortijo (La Rioja-España)

M. A. Sáenz (1) y J. I. Lugaresaresti (1)

(1) GEOARRAIN S.L. C/ Cristóbal Marín 10; 3-A. CP 26142. Villamediana de Iregua. La Rioja. [email protected]

Abstract Recreation in Geomorphology. La Casa de la Nieve and Meandro de El Cortijo (La Rioja-Spain). There is an explosive interest by park lovers, local environmental activists and government administrators also private owners in the economic and social aspects of recreation. In the planning of the new areas on the La Rioja Region, the location of Las Neveras de Moncalvillo in Sojuela county and Meandro de El Cortijo on the river Ebro Logroño uptown, may be critical in estimating the demand for geomorphological assets by any visitors to implementing opportunities to take advantage in local development.

Palabras clave: ensecada, neveros, Moncalvillo, Ebro, senderos Key words: ensecada, neveros, Moncalvillo, Ebro river, pads

Sin lugar a ninguna duda en esta parte del mundo, los tiempos actuales son los del ocio, y bien lo saben los urbanistas, geólogos, sociólogos, historiadores geógrafos, sicólogos, ingenieros del paisaje, arquitectos, biólogos, economistas, y otros profesionales implicados en tareas de ordenación del territorio. Ellos conocen que cualquier actividad recreativa, del mismo modo que en otros usos que utilicen recursos naturales, son improductivos si no se combina la inversión y una correcta gestión, no solo del dinero y personal, sino del tiempo material bajo el principio básico que el tiempo es oro,además de ser una oportunidad ganada o perdida según cómo se mire. El tiempo libre de los demás, entendiéndolo como recreación, debe estar presente entre los criterios de gestión de cualquier parque. El tiempo libre, -no la desocupación-, genera oportunidades, negocios, fomenta el aprendizaje de valores, incentiva el bienestar, reduce la delincuencia, y eleva la cultura de los

ciudadanos. Si además dispone de buenos spots geomorfológicos, mejor para la ciencia, el conocimiento y la divulgación de las Ciencias de La Tierra.

Seguidamente van a mostrarse dos experiencias de Educación Ambiental llevadas a cabo en parques periurbanos, en los que el patrimonio geomorfológico se ha tenido en cuenta como escenario de muchas explicaciones. Gran parte del mérito ha sido debido a la promoción pública de los Ayuntamientos de Sojuela y Logroño, el apoyo económico de la Unión Europea, la participación ciudadana empujada desde asociaciones culturales, y las propuestas del Colectivo Ecologista Riojano, organización que también ha recibido el patrocinio de la Caja de Ahorros de Navarra en sus actividades de Educación Ambiental.

472

1. INTRODUCCIÓN

Las Neveras de Moncalvillo se exhumaron en el municipio de Sojuela durante el verano de 2006, financiándose con fondos UE del Leader + a través del CEIP. Fue promovido por asociaciones cívicas locales coordinadas por el Ayuntamiento de Sojuela. Los neveros de la Sierra de Moncalvillo forman parte de un complejo arqueológico construido a finales del S. XVII y actualmente está compuesto por cinco pozos troncocónicos excavados sobre una ensecada o glaciar rocoso. En el documento fundacional existente en el Archivo Municipal de Logroño, “Casa de la Nieve”, según la transcripción e interpretación efectuada por Ayabarrena (2006), la ciudad dispuso de una concesión para elaborar hielo con un determinado número de pozos en los que, partiendo del pisado de nieve, se hizo hielo manufacturado, hasta que el frío industrial sustituyó esta actividad. Las neveras fueron construidas en parajes conocidos en la toponimia española como rasos o collados de losneveros.

El Meandro de El Cortijo es uno de los recodos que hace el río Ebro en su entrada al término municipal de Logroño. Se desarrolla confinado en el sistema de terrazas del propio río, dejando en resalte varios cerros aplanados que reciben el nombre local de rads. Actualmente, los activistas del CER habilitan un sendero didáctico que parte y muere en la pedanía de El Cortijo.

Ambos espacios están dotados de bienes paisajísticos geomorfológicos de extremada importancia, que ayudan a comprender los procesos históricos de tipo humano y natural que les dieron lugar.

2. FUENTES Y METODOS

Clawson&Knetsch (1966) percibieron que la sociedad del more over, estaba preparada para el consumo, y que los bienes patrimoniales para su explotación deberían ponerse en el mercado.También redundaron sobre quién debería hacerlo, puesto que se trata de una cuestión aun irresuelta hoy en día, porque según los partidarios de las economías abiertas, los gobiernos siempre harían una gestión deficiente de los espacios naturales, como se expresa Friedman (1981). En la misma órbita, pero con propuestas más matizadas, se encuentra Cairncross (1997) que actualiza el concepto de “valor de uso” de un bien paisajístico. Entre estos activos, solamente se han podido explotar las materias primas, confluyendo dos posturas metodológicas irreconciliables, quizás arbitradas por aquellos técnicos que solamente hacen referencia a los sistemas de valoración, como los expuestos por Azqueta (1994). El otro extremo estaría representado por los altos funcionarios de las AA.PP, que ven el paisaje como algo idílico, a salvo de la oferta y la demanda, considerando negligente quien pretenda hacer lo contrario, como defiende Novo (2006), para quien una puesta de sol no tiene precio; pero sí, porque ya ha sido cobrada de antemano por la voracidad fiscal de los Gobiernos. Este tipo de (pre)juicios se contradicen en una economía española basada en el empleo público, la deslocalización industrial, la construcción residencial, los servicios turísticos y el consumo interno. Por lo que al patrimonio afecta, el Estado y la Iglesia, que siguen siendo intervencionistas en el mercado, han demostrado que no son buenos gestores. Existen muchos trabajos recientes que presentan técnicas de “puesta en valor”, casi siempre inspiradas en la mercantilización de los activos


473

patrimoniales, como lo expuesto por Sanz Lara (2004).

Por lo referido en el trabajo presente, se han puesto en valor determinados activos paisajísticos ligados a las formas de relieve, los depósitos y los procesos que los dieron lugar, para que sean entendidos en un parque periurbano. Esto se ha efectuado de diferentes maneras: 1) formación de personal especialista; 2) señalización explicativa exterior e interior; 3) conferencias públicas. Tres actuaciones que han sido combinadas con el balizado de campo, restauración del patrimonio arqueológico y la restitución de los senderos allá donde la propiedad privada ha cedido derechos. En el caso del término de Logroño, en el Meandro de El Cortijo, se pretende aprovechar el espacio público como escenario de actividades educativas.

3. ESPACIOS PARA EL OCIO

Los dos espacios naturales tienen iconos-referencia (spots) de extremada importancia para el geomorfólogo como son el Barranco del Colorao, los glaciares rocosos, y el Meandro de El Cortijo.

3.1 – La Casa de la Nieve

En el Centro de Interpretación de Sojuela, se exponen los documentos que hacen referencia a las neveras de la Sierra de Moncalvillo. Mediante la cortesía del Ayuntamiento de Logroño, D. Cesar Ceniceros en 2006 obtiene dos fotografías que dan lugar a una presentación facsimil: la primera de ellas es la expedición de la Real Cédula o patente de explotación de los yelos, que es una especie de patente fiscal, y la segunda, es el acta fundacional de LaCasa de La Nieve, fechada el 27 de enero de 1697. En este último el escribano municipal levanta escritura

acerca de la construcción de los neveros, que se enclavan en las inmediaciones de un glaciar rocoso o ensecada. El proceso de fabricación del hielo, como recuerdan González Blanco et al. (1980), fue bastante penoso, verificándose mediante apilado y pisado de la nieve invernal, bajo unas condiciones de trabajo épicas en plena Pequeña Edad del Hielo. La elección de los rasos no se hizo al azar, pues los agrimensores de Logroño cuidaron la orientación de las bocas de carga hacia el NNE, para aprovechar al máximo la iluminación natural invernal, las mermas estivales, y evitar que las teas malograsen la calidad que debía venderse a remate de candela, limpio de polvo y paja. Los materiales de edificación de las neveras son mampuestos toscos y algún sillarejo de ubicación basal tomados en el entorno próximo.

La Casa de la Nieve es un complejo cultural de interés paisajístico que se compone de un centro de interpretación sito en los sótanos del Ayuntamiento de Sojuela. Desde aquí se accede a una serie de senderos que convergen en la ruta principal o de Las Neveras que conduce al raso. Este último son siete kilómetros de subida atravesando el glacis, los depósitos coluviales y finalmente llegando a las ensecadas. El camino principal está reconstruido sobre los hipotéticos restos de una cañada real, y se desconoce si fue exactamente la vereda que unía la montaña con la ciudad de Logroño mientras se traficaba con el hielo.

Este conjunto patrimonial ha inspirado cuestiones de primer orden, como son las consecuencias del último cambio climático a partir del Tardiglaciar, así como la interpretación histórica que se hace del mismo en un contexto cultural. Para ello se han utilizado unos criterios diacrónicos como los expuestos por

474

Uriarte Cantolla (2003), que han quedado reflejados en las explicaciones anexas en el primer panel del Centro de Interpretación en el que también se explica al público cómo se formaron los glaciares rocosos del Sistema Ibérico riojano.

3.2 – Meandro de El Cortijo

En el W de la ciudad de Logroño se encuentra uno de los barrios rurales denominado El Cortijo. El río Ebro transcurre encajado entre terrazas fluviales aplanadas para el cultivo del viñedo. En la margen izquierda se encuentra la provincia de Alava y entre la población de Laguardia y la pedanía de El Cortijo aun pueden visitarse las ruinas medievales del puente de El Mantible, que está anexo a un fortín de vigilancia y probablemente de cobro de tributos, cuyos restos son visibles en la orilla alavesa. El patrimonio geomorfológico se ve realzado por la presencia de bienes históricos y los aprovechamientos hidráulicos de Assa y El Cortijo concedidos a Iberdrola. Ambas instalaciones se ven favorecidas por una ruptura de la pendiente del río.

4-CONCLUSIONES

Las áreas recreativas de la periferia urbana utilizan los mismos recursos paisajísticos que la montaña y suelen soportar una carga de visitantes mucho mayor. Un parque logroñés mantiene los servicios al ciudadano durante todo el año, y en ocasiones el usuario de temporada puede optar por visitar un spot lejano que no comprende, o bien darse una vuelta por los viñedos. No hay que olvidar que un exceso de carga de visitantes puede conducirle al desasosiego, pero hay que pensar que se potencian pequeños negocios. Entonces, ha de tenerse presente la dimensión económica de un parque que incluya bienes geomorfológicos. No se trata de

un problema de ordenación, sino que hay que pensar en los gustos de los excursionistas. La calidad de estos sitios puede verse no afectada por las declaraciones retóricas de protección, sino estar vinculada a la cultura y exigencia de los usuarios.

REFERENCIAS

Ayabarrena, E. (2006). Transcripción del documento fundacional “Casa de La Nieve”. (Inédito).

Azqueta D. (1994). Valoración de la calidad ambiental. MacGraw-Hill. Madrid. 299 p.

Cairncross, F. (1997). Green, Inc. A guide to Bussiness and the environment. Island Press. Washington. 278p.

Clawson M. & Knetsch, J.L. (1966). Economics of outdoor recreation.Resources for the future Inc. Baltimore. 175p.

Friedman, M. & Friedman, R. (1981). Free to choose. A personal statement. Avon books. NYC. 330p.

González Blanco, A. et al. (1980). Los pozos de nieve (neveras) de La Rioja. Caja de Ahorros de Zaragoza, Aragón y Rioja CAZAR. Zaragoza. 79p.

Novo, M. (2006). El desarrollo sostenible. Su dimension ambiental y educativa.UNESCO. Pearson Group Plc- Prentice Hall. 431p.

Sanz Lara, J.A. (2004). Valoración económica del patrimonio cultural. Ediciones Trea S.L. Gijón. 286p.

Uriarte Cantolla, A. (2003). Historia del Clima de La Tierra. Gobierno Vasco. Vitoria. Departamento de Transportes y Obras Públicas. Vitoria. 306p.

CARTOGRAFÍA GEOMORFOLÓGICA Y SIG


477

Cartografía geomorfológica de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central) mediante SIG

M. López-Vicente (1) y A. Navas (1)


Abstract Geomorphological mapping of the Estaña catchment (Spanish Central Pre-Pyrenees) by using GIS Geomorphic mapping leads to a better comprehension of the complex evolution of landscapes as a result of the interactions between weather, lithology, land uses and geology during the past and present. The aim of this work is mapping the lithology and geomorphology of the Estaña catchment (Spanish Central Pre-Pyrenees) with the assistance of GIS techniques. This area is affected by karstic processes and includes fifteen endorheic sub-catchments and three permanent lakes. The main geomorphological elements in the study area are associated to karstic (twelve dolines, five collapse dolines and two uvalas) and hydrological processes (twelve gullies developed on clayish materials). The application of GIS techniques is of interest to elaborate geomorphological maps in areas with complex topography as well as to understand the environmental processes in karstic environments.

Palabras clave: Geomorfología, Estaña, Prepirineo Central, SIG Key words: Geomorphology, Estaña, Spanish Central Pre-Pyrenees, GIS

1. INTRODUCCIÓN

Los mapas geomorfológicos permiten la comprensión de la evolución y de la dinámica del paisaje, como resultado de las interacciones que durante el pasado y en la actualidad tienen lugar entre el clima, los usos del terreno, la litología y la geología estructural (García-Ruiz y Poesen, 2007). Los Sistemas de Información Geográfica (SIG) relacionan los valores digitales de elevación, las ortofotos aéreas, los elementos geomorfológicos, así como datos de otras variables espaciales necesarias en la elaboración de mapas geomorfológicos. Las características geomorfológicas de elevación, pendiente, área y perímetro de drenaje y longitud del flujo principal pueden ser calculados mediante SIG. El objetivo de este trabajo es la elaboración de la cartografía geomorfológica de la Cuenca de Estaña (Prepirineo oscense),

representativa de ambientes mediterráneos de media montaña mediante la aplicación de SIG.


Área de estudio La Cuenca de Estaña (246 ha) se localiza en las Sierras Exteriores del Pirineo oscense (Fig. 1.a) a una elevación de entre 676 y 896 m s.n.m. (López-Vicente y Navas, 2005) y sobre afloramientos de materiales Mesozoicos y Neógenos compuestos por margas yesíferas, dolomías, calizas, ofitas y ocasionales depósitos salinos (Fig. 1.b) y formada por quince sub-cuencas endorreicas de diverso tamaño y tres lagos permanentes, cuya evolución está controlada en parte por procesos kársticos que dan lugar al desarrollo de dolinas, algunas de las cuales alcanzan el nivel freático regional.

478

a) b)

Fig. 1. Situación geográfica (a) y geológica (b; tomado y modificado de www.chebro.es) de la Cuenca de Estaña.

La zona de estudio se localiza en un ambiente kárstico, al este del polje residual de Saganta (Sancho Marcén, 1988) y al oeste de la Depresión de Estopiñán – Caserras del Castillo, desarrollada esta última sobre materiales triásicos salinos. En un estudio reciente Riera et al. (2004) presentaron un mapa geomorfológico simplificado de los alrededores de los lagos de Estaña, incluyendo las dolinas asociadas a los lagos y otras seis dolinas más.

Cartografía geomorfológica El mapa geomorfológico se ha realizado siguiendo la metodología propuesta por el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) para la elaboración de mapas geomorfológicos (Martín-Serrano et al., 2005) y la leyenda para mapas geomorfológicos de detalle de Peña-Monné et al. (1997). La metodología del IGME consiste en la superposición de los mapas topográfico, hidrológico, litológico y de elementos geomorfológicos. El mapa litológico se ha obtenido a partir del mapa geológico de la zona de estudio (hoja 289-Benabarre, E: 1:50.000). Para una mejor representación de los límites de las formaciones superficiales se ha realizado una campaña de campo para determinar in situ los contactos entre las distintas unidades litológicas, así como

para identificar posibles nuevas unidades. El mapa de elementos geomorfológicos se ha elaborado a partir de la cartografía de campo de las formaciones superficiales, de los elementos geomorfológicos identificados y del mapa regional de Sancho Marcén (1988) y simplificado de Riera et al. (2004). Las formaciones incluidas son las siguientes: 1. Geología: unidades litológicas. 2. Formas estructurales: escarpes en

calizas de 2 a 5 metros, curvas de nivel cada 20 metros.

3. Superficies de erosión. 4. Modelado kárstico: lapiaz, uvala,

dolina, dolina de colapso, depósito de relleno de dolina y límite de paleopolje.

5. Modelado hídrico: fuente, curso de agua efímero, cárcava, depósitos aluvial y de fondo de valle plano.

6. Áreas endorreicas: lago, límite de cuenca endorreica y divisoria interna.

7. Modelado de laderas: zonas de fuerte pendiente (> 22.5 %), canchales y depósitos coluviales.

8. Elementos antrópicos: canal. Las divisorias redondeadas, las curvas de nivel, las zonas de fuerte pendiente, los límites de las cuencas endorreicas y los lagos se han obtenido del MDE de la zona de estudio elaborado por López-Vicente y Navas (2005).


479


El mapa litológico de la Cuenca de Estaña muestra una elevada complejidad en la disposición espacial de las principales unidades litológicas. Se han identificado cuatro unidades litológicas principales: calizas de la Facies Muschelkalk (62 % de la superficie de la cuenca), arcillas versicolores con yeso y afloramientos masivos de yeso de la Facies Keüper (22 y 1 % de la cuenca), depósitos coluviales (5 % del área total) y depósitos aluviales recientes, de fondo de valle plano y de relleno de dolina (3, 2 y 5 % del área total). Todas las cuencas endorreicas presentan depósitos de relleno de dolina en las zonas deprimidas o de menor topografía, excepto en cinco cuencas, en las que aparecen canchales, debido a procesos de percolación de los materiales finos procedentes de las laderas colindantes. En el mapa geomorfológico de la Cuenca de Estaña (Fig. 2) se muestran diecisiete dolinas, cinco de las cuales son dolinas de colapso asociadas a los lagos. Se plantea como hipótesis del origen de las dolinas de colapso y de los lagos, los procesos de disolución que afectan a los materiales salinos de la Facies Keüper, dando lugar en el pasado a la formación de dolinas de techo duro y de lagunas subterráneas. Posteriormente, las dolinas de techo duro habrían colapsado dando lugar a las actuales dolinas de colapso y lagos. Esta hipótesis ha sido corroborada en estudios recientes por Palmer y Palmer (2005) para explicar la formación de dolinas de colapso en China. Asociadas a las dolinas de colapso aparecen dos uvalas. Otros elementos kársticos son los lapiaces cuyo desarrollo espacial es muy limitado aunque aparecen en toda el área de estudio. Los procesos de erosión hídrica se reflejan en la existencia de doce sistemas de cárcavas, alcanzando una

longitud superior a los 200 metros en seis de ellos. Destaca también la presencia de tres fuentes naturales, así como un curso de agua efímero que comienza en una surgencia y termina al comienzo del depósito aluvial. Las zonas con fuerte pendiente cubren una parte importante del área de estudio (32 % del área total). Otros elementos de ladera son los depósitos coluviales situados en la mitad norte de la Cuenca y los canchales, dispersos a lo largo de las distintas cuencas, situados tanto en el fondo de algunas dolinas, como a lo largo de las laderas. Los bloques que conforman los canchales son de escala centimétrica y decimétrica. Como elementos antrópicos destacan la existencia de dos canales artificiales que comunican el Estanque de Arriba y el Estanque Pequeño de Abajo con el mayor de los lagos.

4. CONCLUSIONES

La aplicación de SIG resulta de gran interés para la elaboración de cartografías geomorfológicas en ambientes de elevada complejidad topográfica, como el de la Cuenca de Estaña. El mapa obtenido muestra un predominio de procesos kársticos a través de la presencia de lapiaces, dolinas, dolinas de colapso, uvalas y numerosas sub-cuencas endorreicas, así como de procesos hídricos que explican la presencia de cárcavas sobre materiales de Facies Keüper.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por los proyectos de la CICYT: RADIERO (REN2002-02702/GLO) y REM (CGL2005-02009/BTE).

REFERENCIAS

García-Ruiz, J.M., y Poesen, J. (2007). Soil erosion and sediment transport under different land use/land cover scenarios. Catena, 71, 1.

480

Fig. 2. Mapa geomorfológico de la Cuenca de Estaña.

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Palmer, A.N., Palmer, M.V. (2005). Hydraulic processes in the origin of tiankengs. Cave & Karst Sci., 32 (2–3), 101 - 106.

Peña-Monné, J.L., Pellicer-Corellano, F., Chueca-Cía, J., Julián-Andrés, A. (1997). Leyendas para mapas geomor-

fológicos a escalas 1:100.000/1:200.000 y 1:25.000/1:50.000. En Peña Monné (Ed.): Cartografía geomorfológica básica y aplicada. Geoforma Ediciones, Logroño, 127 - 143.

Riera, S., Wansard, G., Julià, R. (2004). 2000-year environmental history of a karstic lake in the Mediterranean Pre-Pyrenees: the Estanya lakes (Spain). Catena, 55 (3), 293 - 324.

Sancho Marcén, C. (1988). El polje de Saganta (Sierras Exteriores Pirenaicas, Provincia de Huesca). Cuaternario y Geomorfología, 2 (1-4), 107 - 114.


481

Cartografía digital de suelos de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central)

J. Machín (1), M. López-Vicente (1) y A. Navas (1)


Abstract Digital soil mapping of the Estaña catchment (Spanish Central Pre-Pyrenees) Digital mapping of soil types is of interest to study their spatial distribution and necessary in modelling processes of runoff and soil erosion. The aim of this work is mapping the different soil types of the Estaña catchment (Central Spanish Pre-Pyrenees) and the spatial variation of soil depth. The digital maps include six groups and twenty-one units of soils being Calcisols, Leptosols and Haplic Regosols the main soil types. The presence of Gleysols is explained by the water table level that is close to the soil surface. The map of soil depth is sensitive to the parameters of slope and soil type and shows high spatial variability. The large variety of soil types is related to that of lithology and morphological and topographical features of the landscape.

Palabras clave: Tipos de suelo, Cartografía digital, SIG, Estaña, Prepirineo Central Key words: Soil types, Digital mapping, GIS, Estaña, Spanish Central Pre-Pyrenees

1. INTRODUCCIÓN

La cartografía digital del suelo, de los tipos y propiedades físico – químicas, consiste en la obtención de información edáfica espacial mediante la unión de métodos de campo y laboratorio y el uso de sistemas de información geográfica (SIG) (Carré et al., 2007). Esta técnica permite la modelización cuantitativa de propiedades del suelo de difícil estimación y elevada variabilidad espacial, tal y como es la profundidad del suelo, cuyo valor es de gran importancia en los procesos de saturación del suelo y desencadenamiento de la escorrentía. El uso de SIG para la elaboración de cartografías digitales del suelo resulta de gran interés en la valoración del impacto socio económico y ambiental de las diversas políticas de gestión en los distintos escenarios ambientales bajo el cambio climático.

La cartografía digital de propiedades del suelo es una parte importante en la aplicación de modelos de erosión de parámetros distribuidos y presenta muchas ventajas, entre ellas el bajo coste, el fácil acceso y actualización a la información obtenida y el análisis de la propagación de los errores derivados durante la elaboración de las diversas cartografías. Los agroecosistemas mediterráneos constituyen unidades complejas del paisaje en las que se alternan diferentes usos del suelo con una distribución espacial heterogénea y generalmente bajo condiciones climáticas limitantes para el desarrollo de la cubierta vegetal, lo que favorece la pérdida de suelo (Navas et al., 2005; Machín y Navas, 1995). En las regiones mediterráneas es frecuente encontrar una alta diversidad de tipos de suelos en áreas de reducida extensión. En este contexto, se produce una elevada variabilidad espacial en las propiedades edáficas, incluso dentro de

482

un mismo tipo de suelo. En este trabajo se realiza la cartografía digital de los tipos de suelos y su profundidad de la cuenca de Estaña, situada en un paisaje de media montaña del Prepirineo oscense. La cartografía se elabora en un entorno SIG que permite la integración y superposición de sucesivas capas de información temática.


Área de estudio La Cuenca de Estaña (246 ha) (Fig. 1) se sitúa, desde un punto de vista geológico, sobre afloramientos de materiales Mesozoicos y Neógenos, estructurados en cabalgamientos de gran desarrollo, de dirección ONO-ESE y compuestos por margas yesíferas, dolomías, calizas, ofitas y ocasionales depósitos salinos. Esta cuenca está formada por quince sub-cuencas endorreicas de diverso tamaño y tres lagos permanentes (López-Vicente et al., 2007), cuya evolución está controlada en parte por procesos kársticos que dan lugar al desarrollo de dolinas, algunas de las cuales alcanzan el nivel freático.

Fig. 1. Situación geográfica de la Cuenca de Estaña

Metodología 2.2.a Tipos de suelo El mapa de suelos se ha elaborado tras un detallado trabajo de campo en el que se han identificado las unidades de suelo y su localización sobre la ortofoto en color, junto con la interpretación de los resultados de los análisis físico – químicos de muestras de suelo (López-Vicente et al., 2007). La información

obtenida se ha integrado y la cartografía digital se ha realizado en la aplicación de tipo SIG ArcGIS 9.0. La clasificación de suelos utilizada es la de la Organización de las Naciones Unidas para la Agricultura y la Alimentación (ISSS-ISRIC-FAO, 1998).

2.2.b Profundidad del suelo En ambientes mediterráneos, caracterizados por suelos someros, los procesos de saturación del suelo (Vigiak et al., 2005) y de transferencia de partículas del suelo a la escorrentía dependen, entre otros factores, de la profundidad del suelo. Con el objeto de obtener un mapa de profundidad del suelo de la Cuenca de Estaña, y tras observar la falta de sensibilidad del mapa de profundidad de muestreo ante las variaciones espaciales de esta propiedad se ha planteado la necesidad de obtener un nuevo mapa mediante la superposición de los mapas de profundidad de muestreo, de pendiente reclasificada en tres categorías (0 – 7 %, 7 – 22.5 % y > 22.5 %) y de los tipos de suelo. La superposición de estos tres mapas se ha realizado mediante la extensión GeoProcessing Wizard de ArcView GIS 3.2 y el valor inicial de profundidad de los polígonos obtenidos, que corresponde al del mapa de profundidad de muestreo, se ha modificado en función de los siguientes criterios: i) mantener el valor original en los polígonos que incluyen un punto de muestreo; ii) modificar el valor de profundidad en función del tipo de suelo, de tal modo que exista una coherencia entre los valores de profundidad para un mismo tipo de suelo; iii) modificar el valor de profundidad dentro de cada tipo de suelo en función de los tres niveles de pendiente establecidos y iv) asignar un valor de cero a las áreas con desarrollo de canchales.


483

3. RESULTADOS

Mapa de suelos El mapa litológico de la Cuenca de Estaña (Fig. 2) muestra una elevada heterogeneidad en la disposición espacial de las principales unidades litológicas. Las cuatro unidades identificadas son las calizas de la Facies Muschelkalk que ocupan el 62 % de la cuenca, las arcillas versicolores con yeso y afloramientos masivos de yeso de la Facies Keüper (22 y 1 % de la cuenca), los depósitos coluviales (5 % del área total) constituidos por cantos angulosos de calizas, cementados en algunos niveles y no consolidados en otros, con una matriz de partículas arcillosas y calcáreas, y los depósitos aluviales recientes, de fondo de valle plano y de relleno de dolina, que cubren el 3, 2 y 5 % del área total, respectivamente. El mapa de suelos muestra la existencia de seis grupos diferentes siendo los Calcisoles, Leptosoles y Regosoles los tipos predominantes, cubriendo el 32, 32 y 23 % de la superficie, respectivamente, mientras que los Gleysoles, Gypsisoles y Vertisoles cubren una superficie menor (Fig. 2). La presencia de Gleysoles se limita a las zonas próximas a los lagos y en un rango de elevación que oscila con el nivel freático.

La disposición espacial de los diferentes grupos de suelo identificados muestran una fuerte correlación positiva con las distintas unidades litológicas, de tal modo que los Calcisoles y Leptosoles aparecen sobre materiales carbonatados, mientras que los Gypsisoles, Regosoles y Vertisoles aparecen, en gran medida, sobre materiales arcillo-yesíferos. En un mapa de mayor detalle se han identificado veintiuna unidades de suelo diferentes (Fig. 3), lo que muestra la elevada complejidad de los distintos tipos de suelo y su distribución espacial, debido a la heterogénea distribución de las unidades litológicas, a la compartimentación topográfica con cambios bruscos de pendiente y a los distintos usos del suelo, que incluye densas masas forestales y áreas de suelo desnudo o casi desnudos.

Mapa de profundidad del suelo El mapa inicial obtenido de la superposición de los mapas de profundidad de muestreo, de pendiente reclasificada y de los tipos de suelo presenta un elevado número de polígonos (2763), mientras que en el mapa final de profundidad del suelo el número de polígonos se reduce considerablemente y la profundidad del suelo cambia de modo brusco, tal y como se ha observado directamente en las campañas de campo (Fig. 3).

Fig. 2. Mapa litológico y de tipos de suelo (grupos) de la Cuenca de Estaña.

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Fig. 3. Mapa de los tipos de suelo (unidades) y de profundidad del suelo de la Cuenca de Estaña.

4. CONCLUSIONES La cartografía digital de las distintas unidades litológicas y tipos de suelo de la Cuenca de Estaña, así como la representación espacial y determinación de la profundidad del suelo demuestran la utilidad de las técnicas SIG para la elaboración de estas cartografías. La elevada variabilidad de tipos de suelo se asocia a la variabilidad litológica de la zona de estudio, así como a la complejidad topográfica y de cubiertas del suelo. La metodología propuesta para la elaboración del mapa de profundidad del suelo resulta de gran interés para la cartografía de esta propiedad en ambientes mediterráneos de suelos someros y con alta variabilidad espacial y útil en estudios a escala espacial de cuenca.

Agradecimientos Este trabajo ha sido financiado por los proyectos de la CICYT: RADIERO (REN2002-02702/GLO) y REM (CGL2005-02009/BTE).

REFERENCIAS

Carré, F., McBratney, A.B., Mayr, T., Montanarella, L. (2007). Digital soil assessments: Beyond DSM. Geoderma,142 (1-2), 69 - 79.

ISSS-ISRIC-FAO (1998). World reference base for soil resources. Rome, 91 pp.

López-Vicente, M., Navas, A., Machín J. (2007). Identifying erosive periods by using RUSLE factors in mountain fields of the Central Spanish Pyrenees. Hydrology and Earth System Sciences Discussion, 4, 2111 - 2142.

Machín, J., Navas, A. (1995). Land evaluation and conservation of semiarid agrosystems in Zaragoza (NE Spain) using an expert evaluation system and GIS. Land Degradation and Rehabilitation, 6(4), 203 - 214.

Navas, A., Machín, J., Soto, J. (2005). Assessing soil erosion in a Pyrenean mountain catchment using GIS and fallout 137Cs. Agriculture Ecosystems and Environment, 105, 493 - 506.

Vigiak, O., Okoba, B.O., Sterk, G., Groenenberg, S. (2005). Modelling catchment-scale erosion patterns in the East African Highlands. Earth Surface Processes and Landforms, 30, 183 - 196.


485

Mapa de Unidades Geomorfológicas: caracterización morfográfica y bases de datos

A. Salazar Rincón (1), D. Pacheco Manzano (2), G. Portero García (3), F. Pérez

(1) Instituto Geológico y Minero de España. C/ La Calera, 1. Tres Cantos, 28320-Madrid. [email protected]; [email protected]

(2) Superpixel SLL. C/ Cardenal Silicio 37. 28002-Madrid. [email protected] (3) Geólogo Consultor. C/ Alcalá, 157. 28009-Madrid. [email protected] (4) Instituto Geológico y Minero de España. C/ Ríos Rosas, 23. 28003-Madrid. [email protected]

Abstract Geomorphological Units Map: morphographic characterization and database. The 1.50.000 - 1:25.000 scale Geomorphological Units Map, proposed by the Instituto Geológico y Minero de España (IGME), is based on the subdivision of the terrain according to: large geological domains, predominant morphogenesis and morphography. The Map consists of a single layer of polygons, geomorphological units, and an associated database, which also includes morphodynamic information. Morphography is the key to delineate the boundaries of the units, first using a genetic approach, second using a morphometrical and physiographic approach. Recent geomorphological surveys carried out in the territory of the Comunidad Autónoma de Murcia have given a chance to adjust and modify the design of the database. These modifications have improved the criteria for the morphographic characterization of units, with precise rules regarding the morphographic description in the legend, which will help to avoid ambiguities and errors.

Palabras clave: cartografía geomorfológica, morfografía, bases de datos Key words: geomorphological mapping, morphography, database

1. EL MAPA DE UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS

Para sistematizar los trabajos de cartografía geomorfológica que el Instituto Geológico y Minero de España (IGME) realiza, se preparó y publicó una guía metodológica (Martín-Serrano et al., 2004). En ella, la cartografía geomorfológica se desdoblaba en un Mapa Geomorfológico (en sentido estricto) y en un Mapa de Procesos Activos. Eventualmente, se puede añadir un tercer mapa que sintetiza el contenido de los anteriores: el Mapa de Unidades Geomorfológicas (MUG). En el MUG, que tuvo su antecedente inmediato en el llamado “Plan Nacional de Cartografía Temática Ambiental” (Salazar Rincón y Martín-Serrano, 1998), se simplifican los elementos representados y los datos asociados para

que resulte más sencillo de interpretar y de manipular en un sistema de información geográfica (SIG), lo que facilita la consideración de la geomorfología en planes y proyectos. La escala del MUG es 1:50.000 o 1:25.000 y la unidad de trabajo es la hoja topográfica a dichas escalas. Consta de una única capa de polígonos, unidades geomorfológicas (landforms, geomorphological units), que se elabora fundamentalmente por agregación o superposición de mapas temáticos, y a la que se asocia una base de datos. La información de partida es la base topográfica y los mapas Geomorfológico s.s., de pendientes y de Procesos Activos. El MUG se elabora mediante la subdivisión sucesiva del territorio según: 1) grandes dominios geológicos, 2) morfogénesis predominante y 3)

Cerdán (4) y F. Nozal Martín (1)

486

morfografía. Además, en la base de datos se señala la presencia de procesos geodinámicos activos. Para su visualización e impresión, las unidades en el mapa y leyenda se identifican mediante un código referido a: dominio geológico (número), morfogénesis (letra mayúscula), morfografía (letra minúscula) y procesos activos (uno a tres números). Por defecto, las unidades aparecen coloreadas por su génesis. Además, en la leyenda y la base de datos se añade una breve descripción de la unidad basada en su caracterización morfográfica. El IGME no incluye el MUG entre sus trabajos sistemáticos, pero lo realiza cuando otra administración muestra interés por ellos, este ha sido el caso de la Consejería de Industria y Medio Ambiente de la Comunidad Autónoma de Murcia, para la cual se están realizando dichas cartografías. Por ello, ha sido necesario mejorar algunos aspectos metodológicos relativos a los campos que caracterizan la morfografía en la base de datos y a la nomenclatura de la descripción de unidades.

2. MORFOGRAFÍA DE LAS UNIDADES

La morfografía agrupa el conjunto de técnicas, procedimientos y métodos que permiten determinar los atributos referidos a la configuración del relieve (Pedraza Gilsanz, 1996) y es la clave para delimitar las unidades del MUG. Ésta, puede ser identificada mediante una aproximación genética, reconociendo las formas en relación con su origen (Versttappen, 1983), o mediante una aproximación morfométrica y fisiográfica, reconociendo las formas a través de aspectos geométricos y fisonómicos (Pedraza Gilsanz, 1996). Para la delimitación de unidades se utiliza preferentemente la aproximación genética, recurriendo secundariamente a

la morfométrica y fisiográfica cuando resulta necesario (Meijerink, 1988).

Caracterización morfogenética de detalle Se realiza tomando como referencia las formas representadas en el Mapa Geomorfológico s.s. Aunque la unidad quede delimitada mediante esta aproximación, al objeto de completar la base de datos, siempre se realiza una caracterización morfométrica y fisiográfica según el método que se señala a continuación.

Caracterización morfométrica y fisiográfica

2.3.a Amplitud del relieve Concierne al relieve del entorno de la unidad, no a su relieve interno. Es la diferencia altimétrica entre las cumbres o culminaciones y los valles o depresiones más próximas deducida del mapa topográfico. Se clasifica conforme a: planicies o llanuras (<50 m), lomas (50 a 200 m); colinas (200 a 600 m); montañas (>600 m). La consideración conjunta de este atributo, de los dominios geológicos y de la morfogénesis predominante permite una primera aproximación a la reclasificación del territorio en unidades de relieve de jerarquía superior (relief units, major landforms).

2.3.b Posición fisiográfica Hace referencia a la geometría del territorio y a las relaciones espaciales con el relieve circundante. Es un atributo difícil de obtener mediante un SIG. A la escala del mapa, muchas unidades consisten en una asociación de sub-unidades o catena de elementos (landforms elements, slope units) que, por su tamaño, no pueden ser cartografiados, pero que pueden ser inventariados en la base datos (Meijerink, 1988; Suryana y de Hoop, 1994). Por ello, en la guía metodológica


487

(Martín-Serrano et al., 2004), se consideró la posibilidad de utilizar hasta tres descriptores para este atributo, pero sin establecer reglas a este respecto. A efectos prácticos, los descriptores se han ordenado según el lugar topográfico que ocupan los elementos (catena) en: culminantes, de conexión (básicamente laderas), intermedios y finales (Tabla I). Esta clasificación permite ahora establecer algunas reglas prácticas para caracterizar las unidades: a) Solamente se pueden escoger hasta un máximo de tres descriptores en total. b) Solamente se pueden escoger un descriptor de cada clase. c) No se puede escoger el mismo descriptor más de una vez.

2.3.c Pendiente La pendiente es un atributo fácil de obtener, de una gran utilidad práctica y resulta fundamental para la delimitación de elementos geomorfológicos de detalle (Versttappen, 1983). Pero, a la escala de trabajo del MUG, las unidades no tienen necesariamente una pendiente homogénea. Por ello, las unidades no se subdividen conforme a la pendiente, pero se caracterizan (mediante la captura de datos en un SIG) en cuanto a su pendiente media y la desviación típica de la pendiente.

Rasgos puntuales La guía para realización de la cartografía (Martín-Serrano et al., 2004) contempla que en la descripción de las unidades pueda añadirse algún rasgo de carácter puntual procedente del mapa geomorfológico, pero no se establece un procedimiento concreto para ello y no se considera en el diseño de la base de datos. Para paliar estas deficiencias, se ha incluido un campo específico en la base de datos y se ha elaborado una lista de nombres válidos. Esta opción, que debe ser excepcional, solo se aplica

cuando el rasgo menor es muy característico de la unidad, ayuda a diferenciarla de otras similares y no tiene significado morfodinámico; ya que, de lo contrario, sería un atributo correspondiente a los campos de procesos activos de la base de datos.

3. DESCRIPCIÓN DE UNIDADES

Las mejoras introducidas en la base de datos para la caracterización morfográfica, han permitido establecer reglas más concretas para la descripción de las unidades en la leyenda. Estas descripciones deben condensar aquellos rasgos más característicos de la morfografía. Pueden darse los siguientes casos: A) Unidades delimitadas a través de su génesis de detalle: A.1) Caso general: La descripción se toma de una lista de nombres válidos (Ej. llanura de inundación, circo glaciar) preparada a partir de la guía para realización de la cartografía (Martín-Serrano et al., 2004). A.2) Unidades en las que, sin perder completamente la forma primitiva, se ha producido una modificación de las relaciones espacial con el relieve circundante. A la descripción tomada de la lista anterior se añade “en forma de” y el descriptor de la posición fisiográfica (Ej. terrazas en forma de mesetas). A.3) Unidades localizadas en dos lugares de amplitud de relieve diferente. Deben separase, ya que solo existe un campo de amplitud de relieve en la base de datos, y añadir a la descripción, tomada de la lista anterior, “de” y la amplitud del relieve (Ej. terrazas de montaña, terrazas de llanura). B) Unidades delimitadas a través de una combinación de amplitud de relieve y posición o posiciones fisiográficas.

488

TABLA I. DESCRIPTORES DE POSICIONES FISIOGRÁFICAS CLASIFICADOS SEGÚN EL LUGAR TOPOGRÁFICO QUE PUEDEN OCUPAR LOS ELEMENTOS DE LA UNIDAD.

LUGAR TOPOGRÁFICO QUE PUEDEN OCUPAR DESCRIPTORES DE POSICIONES FISOGRÁFICAS CULMINANTE CONEXIÓN INTERMEDIO FINAL

1 Escarpes, cornisas y acantilados SÍ SÍ NO NO 2 Cumbres redondeadas (convexas) SÍ NO NO NO 3 Cumbres escarpadas SÍ NO NO NO 4 Laderas convexas NO SÍ NO SÍ 5 Laderas cóncavas NO SÍ NO SÍ 6 Laderas rectas NO SÍ SÍ NO 7 Laderas complejas NO SÍ SÍ NO 8 Rellanos NO NO SÍ NO 9 Mesetas SÍ NO NO NO 10 Terrazas NO NO SÍ NO 11 Piedemonte NO NO NO SÍ 12 Gargantas NO NO NO SÍ 13 Fondos de valle NO NO NO SÍ 14 Depresión cerrada NO NO NO SÍ 15 Depresión abierta NO NO NO SÍ 16 Costa, litoral NO NO NO SÍ

B.1) Unidades compuestas por un solo elemento. La descripción se compondrá de la posición fisiográfica y amplitud de relieve (Ej. laderas rectas de montaña). B.2) Unidades compuestas por dos o más elementos. La descripción se compondrá de la amplitud de relieve seguida de las posiciones fisiográficas de los elementos ordenados según la catena (Ej. colinas: mesetas y gargantas). La presencia de rasgos geomorfológicos puntuales, se indica añadiendo “con” y el nombre del rasgo tomado de una lista de nombres válidos (Ej. laderas complejas de montaña con suelos estriados).

4. CONCLUSIONES

Las modificaciones introducidas en el diseño de la base de datos del Mapa de Unidades Geomorfológicas del IGME han permitido una mejora en cuanto a la caracterización morfográfica de las unidades. Además, estas mejoras permiten establecer reglas precisas relativas a la descripción de unidades en la leyenda del mapa, lo que evitará posibles ambigüedades y errores.

REFERENCIAS

Martín-Serrano, A., Salazar Rincón, A., Nozal Martín, F. y Suárez Rodríguez, A. (2004). Mapa Geomorfológico de España: Guía para su elaboración.IGME, Madrid, 128 pp.

Meijerink, A.M.J. (1988). Data acquisition and data capture though terrain mapping unit. ITC Journal, 1: 23-44.

Pedraza Gilsanz, J. (1996). Geomorfología: Principios, Métodos y Aplicaciones.Rueda, Alcorcón (Madrid). 414 pp.

Salazar Rincón, A. y Martín-Serrano, A. (1998). La cartografía geomorfológica en el Plan Nacional de Cartografía Temática Ambiental: Metodología. En Gómez Ortiz, A. y Salvador Franch, F. (Ed.): Investigaciones recientes de la geomorfología española. Servei de Paisatge UB-Geoforma, Barcelona - Logroño. 669-675.

Suryana, N. y de Hoop, S. (1994). Hierarchical structuring of terrain mapping units. Proceedings of the Fifth European Conference and Exhibition on Geographic Information Systems,Utrecht. 1: 869-877.

Verstappen, H. T. (1983). Applied Geomorphology: Geomorphological Surveys for Environmental Development. Elsevier, Amsterdam–Oxford–New York. 437 pp.


489

Metodología para un SIG geomorfológico nacional

J. Rodríguez García (1) y F. Pérez Cerdán (1)

(1) Sistemas de Información Geocientífica. IGME. C/ La Calera, 1. 28760 Tres Cantos (Madrid) [email protected]

Abstract A methodology for a national geomorphological GIS database. It is described the structure of a GIS database, designed to store and manage the geomorphological information generated for the 1:50.000 national geological map series at the IGME (Geological Survey of Spain). These geomorphological maps comprise several thematic layers: superficial deposits, landforms, bedrock lithology and additional information, grouped into different ArcInfo coverages and INFO tables, Microsoft Access databases and ASCII files, according to specified codes, in order to build a national, multi-purpose 1:50.000 geomorphological database.

Palabras clave: Cartografía geomorfológica, SIG Key words: Geomorphological mapping, GIS

1. INTRODUCCIÓN

El Mapa Geológico de España a escala 1:50.000 (Serie MAGNA) viene acompañado en el caso de las hojas más recientes, tras la revisión de la normativa de 1991, de un mapa geomorfológico y de formaciones superficiales a la misma escala, que se generalizará en la actualización de esta serie (MAGE; Martín-Serrano y Salazar, 2005), junto a otro de procesos activos, no tratado aquí.

Dada la importancia actual de las tecnologías SIG en cualquier trabajo cartográfico, resulta evidente la necesidad de contar con estas series de mapas también en formato digital y con sus correspondientes atributos asociados en forma de bases de datos relacionales.

Se comentarán aquí las normas de organización y codificación de la información espacial y temática recogida en los mapas geomorfológicos a escala 1:50.000 (1:25.000 en algunas islas), que acompañan a los mapas geológicos de las series MAGNA y MAGE, con vistas a su incorporación a

las bases de datos institucionales del IGME (Rodríguez García y Pérez Cerdán, 2006).

2. ANTECEDENTES

Desde principios de la década de 1990, el IGME viene trabajando en la confección de un SIG que recoja la totalidad de las hojas geológicas de la serie MAGNA. Actualmente se encuentran digitalizados en formato vectorial más de 2/3 de la serie, cuyos datos están siendo utilizados para muy diversos objetivos dentro y fuera del IGME, al estar disponibles al público bajo petición (BOE 19 de junio de 1999). Su estructura se expone en Pérez Cerdán et al. (2007).

A la hora de diseñar un SIG similar para la geomorfología, resultan sin embargo muy escasas las referencias sobre estructura y organización de este tipo de información, circunstancia ya señalada por Gustavsson et al. (2008), que constituyen uno de los pocos ejemplos al respecto. Éstos apuntan como causa principal la escasez en sí de mapas geomorfológicos generales, frente a la

490

orientación mucho más especializada de la mayoría de los estudios actuales. En el caso de que se diseñe un SIG, éste suele estar orientado a un proyecto concreto, frente a las grandes bases de datos institucionales, estandarizadas y de propósito generalista (Bonham-Carter, 1996), como es la aquí descrita.

3. LA BASE DE DATOS

Elementos recogidos Dada la orientación fundamental de los SIG para realizar análisis cartográficos automáticos, esta base de datos digital recoge tan sólo la ventana central de información geomorfológica, quedando excluidos cortes, esquemas y leyendas de símbolos convencionales. Sí se incluye la leyenda de formaciones superficiales, al contener una información estratigráfica y genética no interpretable por una codificación normalizada.

Clases de información A nivel conceptual, los elementos del mapa geomorfológico se agrupan en diversas clases temáticas:

Depósitos-formaciones superficiales. Formas del relieve (de representación puntual, lineal o poligonal). Litología del sustrato. Anotaciones, textos y elementos auxiliares de dibujo.

A nivel lógico, estas clases temáticas se corresponden con distintos ficheros gráficos, tablas alfanuméricas y archivos de texto. La herramienta SIG elegida es ArcGIS y la información georreferenciada se trata en formato cobertura de ArcInfo, que pese a considerarse en algunos ámbitos un formato anticuado, ofrece las mejores soluciones topológicas para el manejo de mapas geológicos o geomorfológicos, soluciones que no se encuentran en modelos más recientes como la Geodatabase. Además, su amplia estandarización permite realizar

traducciones a cualquier otro formato sin pérdida de información. Las tablas puramente alfanuméricas se guardan, dependiendo del caso, en formato INFOde ArcInfo o MDB de Microsoft Access. Los textos auxiliares del dibujo (autores, descripciones litológicas) se guardan como simples archivos ASCII.La estructura resumida se muestra en las Tablas I y II.

Proyección, precisión y tolerancia Los archivos georreferenciados utilizan el sistema de proyección UTM, elipsoide internacional, datum Postdam y el huso correspondiente a cada hoja. La unidad de registro es el metro. Las tolerancias en metros, acordes con la escala de base 1:50.000, son las siguientes:

Distancia entre vértices de arcos contiguos (Fuzzy): 2. Longitud mínima de arcos con un nodo libre (Dangle): 5. Distancia mínima entre vértices y nodos (Snap): 2. Distancia mínima entre nodos (Nodesnap): 2. Distancia mínima entre vértices consecutivos (Weed o Grain): 5.

Se realizan además las correspondientes operaciones de casado entre hojas adyacentes, en caso de que éstas muestren la adecuada continuidad; y se trata de guardar la consistencia entre las formas digitalizadas y las bases topográficas (curvas de nivel y red hidrográfica).

Codificación de elementos 3.4.a Codificación de las formas Se estructura en 6 dígitos (12 34 56), basada en la numeración utilizada en Martín-Serrano y Salazar (2005), y su descripción se almacena en un solo archivo Access, geomorfologico.mdb:1-2: Tipo genético. 01: Elementos y formas estructurales. 02: Elementos y formas volcánicas. (...)


491

11: Antrópico.

3-4: Los dos siguientes describen el elemento en sí. Ejemplos: 02 17: Cráter activo. 04 49: Escarpe o borde de terraza degradado.

5-6: Dos dígitos propios del SIG, que identifican el tipo digital de cada elemento: La 5ª cifra indica la geometría y el tipo. Entre otros: 1: Forma puntual. 2: Forma lineal. 5: Centroide de forma poligonal. 7: Línea de simbología (ej- líneas de pendiente en abanicos). 8: Punto de simbología (ej- puntos de base de coluviones).

La 6ª tendrá valor 1, salvo: En símbolos complejos, formados por más de un tipo de elemento lineal, a los que se asignan números sucesivos. En formas poligonales, cuando se quieran identificar distintas generaciones de una misma forma (superficies de erosión, glacis, etc.). Ejemplos (ver también la Fig. 1): 02 28 11: Disyunción columnar (punto). 10 24 51: Techo de piedemonte (polígono). 03 21 21: Lóbulo o colada de solifluxión. Frente (línea).

03 21 22: Lóbulo o colada de solifluxión. Cicatriz de despegue (línea).

3.4.b Codificación del dominio geológico del sustrato, litología y formaciones superficialesEl dominio geológico puede tener cuatro valores: 01: Basamento o macizo antiguo. 02: Cadenas alpinas y formaciones tabulares mesozoicas. 03: Cuencas cenozoicas. 04: Complejos volcánicos recientes.

Las litologías del sustrato se codifican del 1 al 29 según la norma de Martín-Serrano y Salazar (2005).

Las formaciones superficiales se codifican haciendo equivaler las siglas alfabéticas de los mapas originales con números ordinales (a-1, b-2, etc.).

Fig. 1.Otros ejemplos de codificación de elementos del mapa geomorfológico.

TABLA I. COBERTURAS QUE FORMAN EL MAPA GEOMORFOLÓGICO DIGITAL. <>: Nº DE HOJA Y HUSO.

COBERTURA CONTENIDO DESCRIPCIÓN

GMS<> Polígonos, líneas Formas de representación superficial y sus límites

GML<> Líneas Formas de representación lineal

GMP<> Puntos Formas de representación puntual

GMV<> Líneas, polígonos Simbología auxiliar: líneas de pendiente, etc.

DEP<> Polígonos, líneas Superficies de depósitos y sus límites

TMF<> Textos, líneas Siglas de los depósitos y segmentos indicadores

SUS<> Polígonos, líneas Superficies de litología del sustrato y dominio geológico

LDE<> Polígonos, líneas, textos Cajas de la leyenda de depósitos y sus textos

LDE<>F Líneas, textos Líneas de amplitud cronoestratigráfica de las formas y sus textos

492

TABLA II. TABLAS ALFANUMÉRICAS ASOCIADAS AL MAPA GEOMORFOLÓGICO DIGITAL.

TABLA CAMPO DESCRIPCIÓN TIPO LONGITUD

DEP<>.PAT LDE<>.PAT

IDIdentificador de

depósito Entero 6

SUS<>.PAT DO

Identificador de dominio

Entero 2

LI Identificador de

litología Entero 2

GMS<>.PAT ID Código de forma

superficial Entero 6

GMS<>.AAT ID Código de forma lineal Entero 6

GML<>.AAT ID Código de forma lineal Entero 6

GMP<>.PAT ID Código de forma

puntual Entero 6

GMV<>.AAT ID Código de elemento

lineal Entero 6

TABLAS AUXILIARES:

ATD<> (Descripción detallada

de los depósitos)

DEPOSITO Identificador de

depósito Entero 2

LITOLOGIA Descripción del

depósito Alfanumérico 200

GENESIS Grupo genético del


EDAD Código de edad del

depósito Entero 10

SIGLACódigo alfabético del


DEPFOR<> (Correlación entre depósitos y formas

superficiales)

DEPOSITO Identificador de

depósito Entero 2

FORMA Código de forma

superficial Entero 6

4. DESARROLLO

La base de datos se ha diseñado a partir de unas áreas piloto: las islas de Ibiza-Formentera y una serie de hojas del Duero y las Béticas (serie MAGNA). Para el programa MAGE se está aplicando a nueve hojas de la región de Murcia. En cuanto a la duración del proyecto, las hojas de la serie MAGE se incorporarán según se vayan ejecutando, aprovechando los ficheros CAD generados para su edición en imprenta. De los geomorfológicos de la serie MAGNA, sólo en los realizados en los últimos años y en los pendientes de edición (unas 60 hojas) existen estos archivos digitales, por lo que para los más antiguos (unas 90 hojas) se prevé abordar en breve su digitalización a partir de las planchas originales de imprenta.

REFERENCIAS

Bonham-Carter, G.F. (1996) GIS for Geoscientists. Pergamon. U.K. 398 p.

Gustavsson, M., Seijmonsbergen, A.C. y Kolstrup, E. (2006) Structure and contents of a new geomorphological GIS database linked to a geomorphological map -With an example form Liden, central Sweden. Geomorphology, 95(3-4), 335-349

Martín-Serrano, A. y Salazar, A. (2005)Mapa geomorfológico de España a escala 1:50.000. Guía para su elaboración. IGME. Madrid. 156 p.

Pérez Cerdán, F.; Orozco, T. y González, M.I. (2007) Especificaciones para la Digitalización de la Cartografía Geológica Magna. Versión 4.0. IGME. www.igme.es/internet/cartografia/cartografia/magna50/IT_2007_01.pdf

Rodríguez García, J. y Pérez Cerdán, F. (2006) Normas de organización de la información del Mapa Geomorfológico Nacional digital. Informe IGME. www.igme.es/internet/cartografia/cartografia/geomorfologico50.asp


493

Aplicación de software open source (Web GIS) a la cartografía geológica y geomorfológica del área de

Olvera (Cádiz).

(1) Università degli Studi di Ferrara; Dipartimento di Scienze della Terra (2) [email protected] (2) Universidad de Cádiz; Facultad de Ciencias del Mar y Ambientales (1) [email protected]

Abstract Geological and Geomorphological mapping of Olvera’s area (Cádiz province) made with Open Source (Web GIS) software. This work presents the first results of a geological and geomorphological survey in Olvera area (Cádiz province) and the geomorphological cartography, made through aerial photointerpretation, field inspection and the analysis of digital elevation models. All the work has been elaborated through the use of Open Source software and DBMS with the resulting thematic pages via web (WebGIS) environment. This will enable access to information on geological, geomorphological and territorial-based mapping from any Internet access point. Improved knowledge of this territory and the use of new techniques of investigation and on-line presentation of the geomorphological hazards contribute to enable sustainable management for the environmental protection and prevention in the area.

Palabras clave: Geomorfología, Geología, movimientos de masas, Cádiz, Software Open-Source Key words: Geomorphology, Geology, mass movements, Cádiz, Software Open-Source

1. INTRODUCCIÓN

El presente trabajo muestra los primeros resultados de un proyecto de cooperación entre las universidades de Ferrara (Italia) y Cádiz, centrado en el área piloto de Olvera (N y NE de la provincia de Cádiz). Se presentan las cartografías geológica y geomorfológica de la zona, desarrolladas a través de diverso software y sistemas de gestión de bases de datos (DBMS) de código abierto (open source), cuyos resultados temáticos podrán consultarse on line en ambiente WebGIS.

2. MARCO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO

El área objeto de estudio se localiza en el límite de la provincia de Cádiz con las provincias de Sevilla y Málaga. Geográficamente se ubica al Este de la Sierra de Líjar y al Norte de la Sierra de Grazalema. Prácticamente no existen trabajos geomorfológicos previos realizados en el área, aparte de

descripciones muy generales y siempre dentro de otros estudios más amplios de índole geológica (Gutiérrez Mas et al., 1991). En cuanto a los estudios geológicos, se limitan básicamente a las cartografías desarrolladas por el Instituto Geológico y Minero de España (Cano et al., 1991 y López Geta et al., 2005). La zona se ubica en el área subbética y está formada por diversas unidades mesozoicas y terciarias cabalgantes sobre un substrato plástico Triásico. Las unidades cabalgantes, constituidas por materiales resistentes, dan lugar a relieves con un claro control estructural. El sector oriental constituye la transición hacia la cuenca neógena de Ronda.

3. CARTOGRAFÍA GEOLÓGICA

El presente trabajo aporta una cartografía geológica nueva y detallada de la zona (fig. 1).

P.D. Cosmo, (1), A. Suma (1), F.J. Gracia (2) y F. Mantovani (1)

494

Fig. 1. Mapa geológico del área de Olvera.

Esquemáticamente, y adaptando la nomenclatura propuesta por otros autores (Gutiérrez Mas et al., 1991 Cano et al., 1991), se han diferenciado las siguientes unidades litoestratigráficas principales.

Formaciones pre-orogénicas: Trías Subbético indiferenciado

(Subbético Medio) (Triásico) Calizas con Ammonites (nombre

informal) (Subbético Medio meridional) (Jurásico)

Calizas de Olvera (nombre informal) (Lias – Dogger)

Margas y calizas margosas blancas y

grises de las Harinas (nombre informal) (Cretácico)

Unidad tipo Flysch Circumbético

(equivalente a la Unidad del Aljibe)(Subbético Interno) (Cretácico sup. – Neógeno inf.).

Formación tectono-sedimentaria de

arcillas con bloques o “Caótico”

(Cretácico sup. – Neógeno inf.). Margas blancas y calcarenitas

(Oligoceno). Arenas y margas de tipo Numídico

(nombre informal) (Mioceno inf.).

Formaciones post-orogénicas: Formación de La Mina (Tortoniense –

Messiniense) Formación de El Gastor (Tortoniense) Formación de Setenil (Tortoniense sup.

– Messiniense sup.)

De difícil adscripción resultan las Arcillas amarillas del Castillo de

Pruna (nombre informal), en la base del bloque de Calizas de Olvera aflorantes en el castillo de Pruna, y que por sucesión estratigráfica consideramos provisionalmente como del Terciario. Llama la atención la presencia de un amplio afloramiento de lavas

almohadilladas doleríticas (con textura ofítica) al NW de Olvera (a lo largo de la Vía Verde hacia Coripe), incluidas dentro del Trías Subbético indiferenciado.

4. MAPA GEOMORFOLÓGICO

El mapa geomorfológico de la zona (Fig. 2) ha sido realizado sobre el terreno, con ayuda de una base topográfica 1:5000, GPS, fotografías aéreas en blanco y negro (año 2000) y la ortofotografía digital en color de 2005 (Consejería de Obras públicas y transportes, Junta de Andalucía).

A continuación se describen las principales formas asociadas a las distintas litologías presentes en la zona.

Fig.2. Mapa geomorfológico del área de Olvera.

Formas estructurales Aparte de diversos tipos de escarpes y de superficies morfoestructurales, se han diferenciado:

Bloque volcánico aislado En el interior del Trías Subbético indiferenciado se ha reconocido un


495

relieve positivo formado por un extenso bloque aislado constituido por una potente sucesión métrica de doleritas con textura ofítica (gris-negruzca, de grano medio y compuesta esencialmente por piroxenos y plagioclasas), intercalada con lavas almohadilladas.

Lineamientos Los lineamientos reconocidos en las fotografías aéreas, así como los atribuibles a fallas identificadas sobre el terreno, presentan una distribución de frecuencias con direcciones preferentes ENE-OSO y E-O. La red fluvial en general sigue las direcciones medias de estos lineamientos, especialmente la E-O. Estas direcciones concuerdan con las direcctrices tectónicas generales del área Subbética (Azañón et al., 2002).

Formas fluviales Terrazas fluviales Aparecen a lo largo de los valles de los ríos Guadalete, Guadalporcún y de los arroyos Salado y de Alonso. Se diferencian varios niveles escalonados, bien desarrollados en las proximidades de Puerto Serrano.

Glacis Predominan al Oeste de Olvera (sobre la Fm. tecto-sedimentaria del “Caótico”) y al Sur de Torre Alháquime (sobre la Fm. arcillosa de la Mina y sobre las arenas y limos de la Fm. del Gastor). Se han reconocido al menos cuatro niveles escalonados, que responden a sucesivas fases de incisión y glaciplanación.

Regueros Toda la zona está afectada por procesos de erosión hídrica en laderas, especialmente en litologías y zonas con usos agrícolas favorables a ello. Es el caso del cultivo de olivo, en el que la disposición de los árboles en filas favorece la concentración de los flujos en los pasillos intermedios, provocando reguerización y pérdida de suelo. Esta

última se manifiesta por la exposición subáerea de raíces.

Incisiones lineales Se reconocen en toda la zona, debido a la composición predominantemente arcillo-margosa de las unidades aflorantes. Afectan a zonas antropizadas, especialmente a lo largo de la red viaria. Se presentan como formas de incisión profundas, estrechamente ligadas a las condiciones climáticas (largos periodos de sequía alternantes con intensos aguaceros tormentosos).

Movimientos de masas Deslizamientos y coladas de fango La mayor parte de los movimientos de masas se localizan a lo largo del contacto entre las formaciones de Setenil, de La Mina y del “Caótico”. Otros fenómenos de menor entidad se reconocen en las unidades arcillosas. Mientras que los primeros son de tipo complejo (desde desprendimientos a deslizamientos rotacionales, hoy inactivos pero con procesos de reptación superficial), los segundos constituyen básicamente deslizamientos de componente fluidal y coladas de fango. Las coladas presentes en el área son de tipo mud-flow y están relacionadas básicamente con la presión antrópica. Se reconocen con mayor frecuencia en las proximidades de las carreteras, junto a construcciones civiles en áreas urbanas y en zonas agrícolas, cuyo uso del suelo determina, durante los breves pero intensos aguaceros, la activación de estos procesos.

Formas kársticas Dolinas en yesos Presentes generalmente como sumideros, en la zona de estudio aparecen bien desarrollados y coalescentes en el área del Guadamanil y al Oeste de Olvera, formando campos de dolinas sobre yesos triásicos, algunas

496

de ellas de varias decenas de metros de profundidas. Se han diferenciado formas en embudo, en ventana y en artesa (con bordes difusos).

Formas antrópicas Zonas de extracción y de vertido La actividad extractiva destaca especialmente al E de Olvera y en los alrededores de Torre Alháquime, concentrada en los litotipos yesíferos y arcillosos. Se han cartografíado tanto canteras activas como abandonadas.

5. ELABORACIÓN DE LA CARTOGRAFÍA

Para la digitalización de los mapas geológico y geomorfológico, aparte de la revisión de campo y las fotografías aéreas, se utilizó un modelo digital de elevaciones (DEM, Modelo digital del terreno de Andalucía, Relieve y Orografía, Junta de Andalucía). Para la gestión informática de los datos digitalizados, su georreferenciación, su inclusión en la base de datos y la publicación on-line en Internet, se ha recurrido al software de código abierto (OS). Como sistemas de información geográfica OS se han utilizado QuantumGIS para la realización de los diversos niveles informativos temáticos, SagaGIS y GRASS (Geographic Resources Analysis Support System)para la gestión del DEM y para la elaboración del mapa de pendientes, de la cuenca y de la red hidrográfica.

Para la implementación del WebGIS se ha empleado MapServer como ambiente multiplataforma para la representación de los datos geoespaciales, y pMapper como interfaz gráfica web user-friendly.Como servidor de red se ha utilizado el sistema operativo Linux Debian, bajo la plataforma web server Apache2, y como lenguaje de scripting Php5, mientras que el DBMS ha sido MySQL. La

dirección de Internet donde consultar los datos será: webgis.unife.it/Olvera/map.phtm

6. RESULTADOS Y CONCLUSIONES

El estudio realizado evidencia la actividad de distintos procesos geomorfológicos, como la erosión e incisión hídrica, así como los procesos de movimientos de masas en laderas o los procesos kársticos. La cartografía elaborada aporta elementos novedosos de cara al conocimiento geomorfológico de la zona y especialmente en lo referente a la ordenación del territorio, utilizando medios tecnológicos avanzados. La cartografía realizada y su futuro desarrollo, ligado a un estudio de peligrosidad de la zona, permitirán llevar a cabo una monitorización de los procesos, fundamental para la sostenibilidad ambiental y la protección del territorio. Los resultados del presente trabajo y del levantamiento cartográfico geomorfológico y geológico serán consultables on line a través de un WebGIS, mejorando el conocimiento de este territorio a través del uso de nuevas técnicas de investigación y de presentación on line.

REFERENCIAS Cano, F.; Jerez, L. et al. (1991). Mapa

Geológico de España, Escala 1:50.000, Hoja nº 1036 Olvera. IGME, Madrid.

Azañón, J.M.; Galindo, J.; García Dueñas, V. y Jabaloy, A. (2002). Alpine tectonics II: Betic Cordillera and Balearic Islands. In W. Gibbons and T. Moreno (eds.): The Geology of Spain.Geological Society, London, p. 401-416.

Gutiérrez Mas J.M.; Martín, A.; Domínguez, S. y Moral, J.P. (1991). Introducción a la geología de la provincia de Cádiz. Servicio de Publicaciones, Univ. de Cadiz.

López Geta, J.A. (coord.)(2005). Atlas hidrogeológico de la provincia de Cádiz. IGME y Exma.Diputación de Cádiz, 263 pp.


497

Diseño de técnicas SIG basadas en la incertidumbre espacial: ensayo de aplicabilidad en el análisis

geomorfológico regional de la cuenca del río Bullaque (Ciudad Real-Toledo).

(1) Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. UCLM. Lab 011. Avda. Carlos III s/n. 45071. Toledo. [email protected].

(2) Departamento de Geodinámica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. Avda. José Antonio Nováis s/n. Madrid.

(3) Instituto de Ciencias Ambientales. UCLM. Avda. Carlos III s/n. 45071. Toledo.

Abstract Design of spatial uncertainty-based GIS techniques: Essay of application on the regional geomorphic analysis of the Bullaque river basin (Ciudad Real-Toledo).

Regional geomorphic analysis provides a solid basis for land-use management, and has traditionally been identified by scientists and planners as the main tool to constitute the “skeleton” of natural units upon which regional planning strategies might be implemented. The relatively recent rise and generalization of GIS-related tools has permitted the rapid increase of both the capacity and accuracy of the regionalization and further spatial and environmental analysis linked to the planning processes. Nevertheless, the spatial accuracy and efficiency of both the geomorphic processes and units and the spatial models implemented on traditional GIS have been highly contested through uncertainty theories linked to concepts such as fuzzy, fractal and complex geometry. On the present communication, uncertainty is analyzed through GIS tools in order to study the complex geomorphic characteristics of a region, the Bullaque river basin in Castilla-La Mancha, that is actually involved in a public territorial planning research process.

Palabras clave: Morfometría fractal, análisis Fuzzy.Key words: Fractal morphometry, Fuzzy analysis.1. INTRODUCCIÓN

1.1. Objetivos del trabajo. La presente ponencia tiene como objetivo fundamental determinar el papel de la incertidumbre mediante herramientas SIG, en la generación de análisis geomorfológicos regionales que sirvan como base para la planificación territorial. Para ello se ha analizado la eficiencia de aquellas metodologías y conceptos más novedosos relacionados con la incertidumbre espacial (fuzzy, fractales, geomorfometría compleja, caos y complejidad, percolación espacial) al aplicarlas en una zona piloto, la cuenca del río Bullaque.

1.2. Justificación del interés del trabajo.

Las áreas mediterráneas de montaña, entre las que se incluye a la cuenca del río Bullaque, se encuentran en una fase de crisis prolongada, que ha dado lugar a la degradación de sus paisajes. Por otro lado, la introducción de una serie de medidas político-legislativas a nivel Europeo (Arroyo, 2007), determina la necesidad de diseñar estrategias de planificación territorial sostenibles. Para ello se deben implementar medidas de ordenación que consideren la acción del hombre como un factor fundamental en la configuración de paisajes valiosos (Díaz Pineda, 2000). Esto implica necesariamente considerar el análisis de la incertidumbre espacial como un

J. Muñoz-Rojas (1). R.M. Carrasco (1). J. de Pedraza (2) y F.J. Tapiador (3).

498

procedimiento esencial para diseñar los modelos territoriales deseados.

2. METODOLOGÍA

2.1. Delimitación del área de estudio.

Para la delimitación del área de estudio, una cuenca hidrográfica y por tanto, un ente territorial de naturaleza marcadamente geomorfológica, se han contrastado los errores derivados de no considerar el papel de la incertidumbre en la delimitación estándar. Ésta resulta de su implementación como un módulo externo sobre las herramientas GIS de más amplia difusión (HEC-GeoHMS sobre ARC-GIS 9 e IDRISI).

Delimitación estándar. Dicha delimitación se realizó a partir de un MDE de resolución de 50 m, considerada como la escala óptima de trabajo para un territorio de esta superficie (n*1.000 km2). A partir del MDE se delimitó la cuenca hidrográfica con un umbral de trabajo de 50 m y mediante métodos convencionales implementados sobre las mencionadas plataformas SIG. Las diferencias obtenidas entre la delimitación raster y vectorial fueron de hasta más de 30 m en las zonas de menor contraste topográfico (las más imprecisas), lo que representa niveles de incertidumbre intolerables en la planificación hidrológica (Muñoz-Rojas, 2005).

Corrección de los errores y análisis de la incertidumbre generada.

Con el fin de alcanzar una estimación más precisa de la delimitación del área de estudio (Fig. 1) se generó, mediante la herramienta de fotogrametría digital MICRODEM, un estereo-anaglifo con una exageración vertical del 15%. Posteriormente, y usando como base el software NET-BEANS se programaron en lenguaje JAVA una serie de análisis geomorfométricos complejos que, para

aquellas zonas más confusas (fuzzyness), debían poder ayudar a medir el nivel de incertidumbre con el que se trabaja en los algoritmos y programas más comerciales. Para ello se elaboraron mapas de rugosidad, nivelación, desnivel y aplanamiento, usando para cada píxel un radio de trabajo de 16 píxeles adjuntos (4x4). Con ello se llegó a una delimitación de la cuenca (ver Fig. 1) que, si bien lima errores, no debe ser considerada en ningún caso como definitiva. En cualquier esta nueva delimitación resulta de utilidad como muestra de la incertidumbre espacial con la que hay que contar al trabajar con programas comerciales en zonas poco contrastadas topográficamente.

Fig. 1. Delimitación de la cuenca del río Bullaque y corrección de los errores originales.

2.2. Unidades lito-morfográficas. Para la delimitación de unidades geomorfológicas homogéneas se optó por una metodología analítica, que frente a las tradicionales fisiográficas (Martín Duque, 1997), presenta una mayor afinidad conceptual con los modelos de superposición de capas empleados en las herramientas SIG. En este caso se ha optado por la metodología de identificación y delimitación de grandes formas del terreno elaborada por Brabyn (1998). Se trata de una metodología simple, eficaz, y con amplia difusión en la planificación territorial, que combina


499

pendientes medias y unidades litológicas de síntesis, para obtener grandes formas del terreno o Unidades Litomorfográficas (Muñóz Rojas, 2005).

2.3. Análisis de la incertidumbre.

Incertidumbre en las formas del terreno (Fuzzy-logic).

El análisis Fuzzy permite estudiar la pertenencia de cualquier elemento a una serie de categorías teóricamente cerradas (clusters), definiendo nuevas categorías mixtas. Esta metodología de trabajo tiene gran interés en los estudios geomorfométricos y en sus aplicaciones en planificación (Arrel et al, 2006). Para el análisis Fuzzy, se implementó sobre la plataforma JAVA previamente establecida el algoritmo diseñado por Pellegrini (1995), mediante el cual se obtuvieron las formas básicas del terreno. Dichas formas, al ser contrastadas en su superficie proporcional con las unidades lito-morfográficas diseñadas para la planificación, muestran una serie de contradicciones o incongruencias. Esta serie de incongruencias representan el primer factor de incertidumbre de cada unidad lito-morfográfica, pudiendo definirse la incertidumbre como el porcentaje de la superficie ocupada por cada formas del terreno situada sobre una unidad lito-morfográfica con la que no debería corresponderse (por ejemplo cresteríos sobre valles y terrazas).

Fractales. La teoría de fractales, enunciada por Mandelbrot (1982), pretende analizar la complejidad geométrica de algunas formas de la naturaleza que no responden a las leyes de la geometría euclidiana clásica. Para ello se definen formas (fractales) que se comportan de manera autosemejante respecto a la escala, presentando una gran complejidad y comportándose de

manera anómala respecto a su medida (López Arias, 2000). En definitiva, la dimensión fractal (cualidad fractal de cualquier forma) da idea de la complejidad e impredecibilidad de determinadas formas geométricas aparentemente sencillas. Dicha magnitud resulta de extrema utilidad para los estudios de paisaje y, en este caso que nos ocupa, para determinar sus componentes geomorfométricos. Al analizar la dimensión fractal de las formas del terreno en la cuenca analizada (Fig. 2) se obtuvieron una serie de valores que parten de la menor dimensión fractal (1) y se acercan a la mayor dimensión, y por tanto, mayor incertidumbre, caos y rugosidad de las formas del terreno (2). Al analizar la dimensión media y su variabilidad para cada unidad lito-morfográfica se observa que la mayor complejidad reside en las cuestas y los relieves volcánicos, que son por tanto las unidades donde la incertidumbre puede ser mayor, mientras que las masas de agua presentan los mayores niveles de homogeneidad y simplicidad internas.

Fig. 2. Dimensión fractal de las formas del terreno en la cuenca del río Bullaque calculada a escala

1:50.000.

500

3. CONCLUSIONES

La geomorfología, considerada como elemento útil para estructurar el territorio y el paisaje de cara a su ordenación, presenta un alto nivel de incertidumbre y complejidad. Estos datos deben tenerse en cuenta cuando se analizan las capacidades, limitaciones, potencialidades y riesgos de un territorio con el fin de implementar actuaciones y programas sobre el mismo. A la hora de analizar dicha incertidumbre resultan especialmente útiles las herramientas SIG y los conceptos desarrollados a partir del auge de la ecología del paisaje en los años 80 y 90 del siglo pasado. La aplicación de estos procedimientos y metodologías de trabajo, permitirá realizar unos diseños de planificación territorial más abiertos, ya que el análisis del medio físico y del paisaje se plantea desde perspectivas más rigurosas, al tener en cuenta su naturaleza probabilística

Agradecimientos

El presente artículo ha sido posible gracias a la ayuda para la realización de la tesis doctoral del primero de los autores del mismo. Dicha ayuda fue concedida por la JCCM (*).

REFERENCIAS Arroyo, C (2007). Desarrollo rural

sostenible en la UE. MAPYA, Madrid, 310 pp.

Arrel, K. Fisher, P.F. tate, N.J. Bastin, L. (2007). A fuzzy c-means classification

of elevation derivatives to extract the geomorphometric classification of landforms in Snowdonia, Wales. En Computers & Geosiciences,doi:10.1016/j.cageo. 2007.05.005.

Brabyn, L (1998). Classification of macro landforms using GIS. En SIRC 98 – The 10th Annual Colloquium of the Spatial Information Research Centre University of Otago , Dunedin, Nueva Zelanda, 16-19 Noviembre 1998.

Díaz Pineda, F (2000). Espacio y tramas de funcionamiento en el paisaje mediterráneo. En Morey, M. y Montoya, R. El paisaje y el hombre: valoración y conservación del paisaje natural, rural y urbano. OAPN, Madrid, 37-55.

López Arias, M (2000). Aplicación de la geometría fractal al análisis del paisaje. En En Morey, M. y Montoya, R. Elpaisaje y el hombre: valoración y conservación del paisaje natural, rural y urbano. OAPN, Madrid, 143-277.

Mandelbrot (1982). The fractal geometry of nature. W.H. Freeman & co, New York. 417 pp.

Martín Duque, J.F. (1997). Lageomorfología en los estudios del medio físico y la planificación territorial. Aplicación a un sector del sistema central. Tesis Doctoral. Facultad de Geología (UCM), 486 pp.

Muñoz-Rojas Morenés, J (2006). Lainformación territorial en la implementación de un SIG. Aplicación a la cuenca del río Bullaque. Metodología y Limitaciones. Trabajo de investigación. Fac. de CC. Geológicas (UCM). 102 pp.

Pellegrini, (1995). A non-linear algorithm for landform classification using a raster-based GIS system. En Computers & Geosiciences.


501

Evaluación de la vulnerabilidad costera mediante el uso de herramientas de SIG: el litoral de la Provincia

de Ragusa (Sicilia, Italia)

Anfuso, G. (1) y Martínez del Pozo, J.A. (2)


E-mail: [email protected];(2) Oficina Técnica Cartográfica, Delegación Provincial de Cádiz, Consejería de Cultura, Junta de

Andalucía. C/Cánovas del Castillo nº 15, 11001, Cádiz, España.

Abstract Coastal vulnerability through the use of GIS tools: the Ragusa Province littoral, Sicily (Italy) The present study assesses coastal vulnerability to erosion processes along a 90-km-long coastal sector which includes both erosion and accretion beaches and has different levels of human occupation. Two aerial photogrammetric flights were used for reconstructing coastal evolution between 1977 and 1999. Erosion/accretion rates were divided into four categories ranging from “strong erosion” to “accretion”. Several sources were examined to assess the human activities and land use in the studied littoral. Land use was mapped and divided into four different categories, ranging from “very high” to “no capital” land uses. As a further step, coastal vulnerability to erosion was assessed by combining by the means of GIS tools, the coastal trend with land-use categories. Twenty percent of the littoral recorded “very high” and “high” vulnerability. Several human structures and activities are located within the imminent collapse zone and they will be threatened by erosion processes in the near future.

Palabras clave: fotografías aéreas, erosión costera, vulnerabilidad, usos del suelo, Sicilia. Key words: aerial photograph, beach erosion, vulnerability, land use, Sicily.

1. INTRODUCCIÓN

Para poder prevenir los impactos debidos a la erosión costera y estimar las perdidas económicas asociadas, los gestores tienen que conocer la vulnerabilidad intrínseca o potencial del litoral mediante la consideración de los aspectos físicos y biológicos de la costa, el grado y el tipo de ocupación humana y las tendencias presentes y futuras de la línea de costa. La predicción de la tendencia de la línea de costa se basa en el estudio del comportamiento que ésta ha registrado durante las últimas décadas. Las fotografías aéreas verticales, las imágenes de satélite y los mapas históricos son herramientas esenciales

para la reconstrucción de los cambios de la línea de costa a gran (>60 años) y media (entre 10 y 60 años) escala temporal y espacial. Se han realizado mapas de vulnerabilidad para diferentes tipos de litoral, usando metodologías basadas en SIG, análisis multivariante y modelos numéricos (Cooper y McLaughlin, 1998; Kelly, 2000; LOICZ, 1995). En España, Sánchez-Arcilla et al., (1998) evaluaron la vulnerabilidad del delta del Ebro a diferentes escalas temporales y Domínguez et al., (2005) presentaron un mapa de vulnerabilidad para un sector de la costa andaluza atlántica.

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2. ZONA DE ESTUDIO

El litoral de la Provincia de Ragusa (Sicilia, Italia), incluye unos 90 km de playas cuarzosas y sectores acantilados. La zona de estudio presenta un rango micromareal y, debido a su orientación (Fig. 1), está expuesta a los vientos y al oleaje del segundo, tercer y cuarto cuadrante. A partir de las décadas de los setenta y de los ochenta, el litoral registró un progresivo incremento de las actividades humanas, esencialmente la construcción de residencias de verano y el desarrollo de cultivos en invernadero.

3. METODOLOGÍA

Los usos del suelo se representaron según la tipología y la densidad de las construcciones antrópicas (Malvárez y Domínguez, 2000). Para la reconstrucción de la evolución del litoral se utilizaron las fotografías aéreas de 1977 y 1999 según la metodología propuesta por Pajak y Leatherman (2002) y Boak y Turner (2005). La georreferenciación de la información se llevó a cabo mediante el uso de Puntos de Control de coordenadas conocidas e identificables en los vuelos fotogramétricos. El RMSE medio de cada fotograma fue inferior a 5 m, siendo mucho menor en la cercanía de la línea de costa. El error relacionado con la posición de la línea de costa, condicionada por variaciones de marea, se consideró inferior a los 4 m. Las variaciones menores o iguales a 1m se atribuyeron a errores sistemáticos en la determinación de la posición de la línea de costa debido a la resolución de las fotos. De acuerdo con lo expuesto anteriormente, considerando los diferentes tipos de errores, las variaciones inferiores a 10 m no se tuvieron en cuenta en la caracterización de la evolución del litoral.


Las tasas de erosión/acreción registradas durante el periodo 1977-1999 se agruparon en cuatro categorías: “erosión alta” (>-1 m/año), “erosión” (entre -0.2 y -1.0 m/año), “estabilidad“(entre -0.2 y 0.2 m/año) y “acreción” (> 0.2 m/año, Fig. 1). Los mayores valores de acrección se observaron aguas arriba de los puertos de Scoglitti (4.8 m/año) y Donnalucata (2.4 m/año). Para solventar los problemas de erosión registrados aguas abajo de las estructuras, se construyeron numerosos rompeolas que produjeron erosión en los sectores costeros cercanos, de acuerdo con los fenómenos observados en otros litorales por Pilkey y Dixon (1996). En cuanto al uso del suelo, las ciudades costeras se cartografiaron como zonas de “uso capital muy alto”. En general se trata de antiguos pueblos de pescadores y/o agricultores que se han ido transformando en ciudades turísticas, esencialmente pobladas durante el verano (tienen una población total que pasa de los 26.000 habitantes en invierno a los 175.000 en verano). Las zonas urbanizadas, con casas aisladas de 1-2 plantas, se han cartografiado como zonas de “uso capital alto”. Las zonas agrícolas se han incluido dentro de las zonas de “uso capital medio” y las zonas sin usos y las zonas protegidas dentro de las zonas de “uso capital bajo o nulo”. En cuanto a la vulnerabilidad del litoral, ésta se obtuvo cruzando las informaciones de usos del suelo con los datos de erosión/acreción, atribuyendo diferentes valores a cada una de los usos y de las categorías de erosión/acreción registradas (Fig. 1). El 5.8% del litoral registró vulnerabilidad muy alta, debido a procesos de erosión importantes que amenazan ciudades costeras. El 16.6% registró vulnerabilidad alta y el 20.9% y el 56.7% registraron respectivamente vulnerabilidad media y baja o nula.


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Fig. 1. Mapas de uso del suelo, evolución y vulnerabilidad del litoral.

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Finalmente, la “zona de colapso inminente” (ICZ, es decir la zona que está a punto de ser erosionada), que se obtiene multiplicando la tasa de erosión del lugar por cinco y sumándole tres metros (Crowell et al., 1999), tiene una anchura respectivamente de 7.5 y 13.5 m en Scoglitti y P. Braccetto, de 10.5 m a P. Secca y de 17.5 m en la desembocadura del Torrente de Modica y de 6.5 y 11 metros respectivamente en Santa Maria del Focallo y P. Castellazzo. En detalle, estructuras antrópicas, esencialmente invernaderos, están dentro de la ICZ en la desembocadura del Torrente de Modica. Cabe destacar como las zonas con vulnerabilidad elevada, calculada considerando la evolución durante el periodo 1977-1999, registraron erosión en los últimos años, confirmando de esta manera los resultados obtenidos y la fiabilidad de la metodología empleada. La erosión ha sido controlada mediante escolleras y, en Caucana, mediante regeneración artificial.

5. CONCLUSIONES

El 20% del litoral estudiado registra vulnerabilidad alta y muy alta debido a los importantes procesos de erosión que hoy en día amenazan estructuras y actividades antrópicas. Los procesos erosivos más importantes se registran aguas abajo de las estructuras portuarias mientras que las mayores tasas de acreción se localizan aguas arriba de las mismas. Para limitar dichos problemas, se sugiere la construcción de sistemas de by-pass de sedimento en correspondencia de los puertos más importantes y la regeneración de varios sectores de litoral.

Agradecimientos Este trabajo es una contribución al Grupo PAI RNM-328.

REFERENCIAS

Boak, E. y Turner, I. (2005). Shoreline definition and detection: a review. Journal of Coastal Research, 21 (4): 688-703.

Cooper, J. y McLaughlin, S. (1998). Contemporary multidisciplinary approaches to coastal classification and environmental risk analysis. Journal of Coastal Research, 14 (2): 512-524.

Crowell, M., Leikin, H. y Buckley, M. (1999). Evaluation of coastal erosion hazards study: an overview. Journal of Coastal Research, SI (1): 2-9.

Domínguez, L., Anfuso, G. y Gracia, F.J. (2005). Vulnerability assessment of a retreating coast in SW Spain. Environmental Geology, 47:1037-1044.

Kelly, J. (2000). Mapping coastal hazards along a rocky coast with eroding bluffs and beaches. 3rd Symposium on the Iberian Atlantic Margin, 373-374.

LOICZ (Land-Ocean Interactions in the Coastal Zone), (1995). LOICZ typology: preliminary version for discussion. LOICZ Report and Studies No 3. Texel, The Netherlands.

Malvárez, G. y Domínguez, R. (2000). Origins, Management and Measurement of Stress on the Coast of Southern Spain. Coastal Management, 28: 215-234.

Pajak, M.J. y Leatherman, S. (2002). The high water line as shoreline indicator. Journal of Coastal Research, 18 (2): 329-337.

Pilkey, O. y Dixon, K. (1996). The Corps and the Shore. Island Press, 272 pp.

Sánchez-Arcilla, A., Jiménez, J. y Valdemoro, H. (1998). The Ebro delta: morphodynamics and vulnerability. Journal of Coastal Research, 14 (3): 754-772.

ÍNDICE DE TRABAJOS POR AUTORES

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L.C. Alatorre, S. Beguería y S.M. Vicente Serrano Identificación de zonas con erosión activa y áreas de riesgo en un paisaje de cárcavas sobre margas ……......................................................... 141

J. Alcalá, J. J. Zamorano y D. Palacios: Evolución glaciar del complejo volcánico Ampato (Perú) y su significado geomorfológico ……..................................................................................... 229

E. Álvarez Areces y G. Flor: Caracterización sedimentológica del campo dunar de Salinas-El Espartal (Asturias) ……..................................................................................................................... 279

S. Anadón, E. Fernández Iglesias, R. Domínguez, M. Fernández Alonso y M. Fernández García: Metodología para la actualización de la cartografía de peligrosidad de inundación fluvial en Asturias (NO España) ........................................................................................................................ 369

M. Andrea Sáenz y J. I. Lugaresaresti Geomorfología y ocio. La Casa de La Nieve y el Meandro de El Cortijo (La Rioja-España) ……............................................................................................... 471

G. Anfuso y J.A. Martínez del Pozo. Evaluación de la vulnerabilidad costera mediante el uso de herramientas de SIG: el litoral de la Provincia de Ragusa (Sicilia, Italia) ……........................... 501

A. Aranburu, L. Damas-Mollá, P. García-Garmilla, E. Iriarte, M. Jiménez, I. Yusta, M. Arriolabengoa y P. Iridoy El paleokarst costero de Asnarre (Urdaibai, Bizkaia) …….................. 41

P. Balaguer, J. J. Fornós, L. Gómez-Pujol Determinación del retroceso de los acantilados en las bahías de Alcúdia y Pollença por georreferenciación lineal ……................................................... 331

J.A. Ballesteros, A. Díez-Herrero, J.M. Bodoque, M. Stoffel, M. Bollschweiler y O. Hitz:Caracterización de la señal anatómica en la madera de árboles afectados por avenidas torrenciales …….................................................................................................................................. 191

J.A. Ballesteros, A. Díez-Herrero, J.M. Bodoque, M. Llorente Isidro, L. Laín Huerta y E. García Meléndez: Metodología para la localización de cuencas hidrográficas idóneas para el estudio dendrogeomorfológico de avenidas torrenciales ……...................................................................... 195

L. Barbero, A. Azdimousa, A. Jabaloy, P. Del Río, L. Asebriy, M. Vázquez, G. Booth-Rea y F. González-Lodeiro. Nuevas evidencias sobre el levantamiento topográfico Neógeno en la cadena del Atlas y de sus mesetas circundantes: datos preliminares de huellas de fisión en apatitos de la Meseta Marroquí Occidental (basamento costero Paleozoico) ……....................... 57

P. Bárcenas, L.M. Fernández-Salas, F.J. Lobo, V. Díaz del Río y J. Macías: Análisis morfométrico de las ondulaciones del prodelta del Río Adra (Almería, España) ……................ 351

R.J. Batalla, D. Vericat, C.M. Gómez y A. Palau: Dinámica fluvial en el tramo bajo el Ebro (II): Crecidas de mantenimiento ……....................................................................................................... 207

R. Becerra, J. Dóniz-Páez y E. González-Cárdenas: Aplicación del análisis morfométrico a los volcanes del extremo sur-oriental de la Región Volcánica del Campo de Calatrava (Ciudad Real, España) …….............................................................................................................................. 21

G. Benito, M. Rico, Y. Sánchez-Moya, A. Sopeña, V. R. Thorndycraft y M. Barriendos: Evaluación de los impactos climáticos y antrópicos en la hidrología de paleoinundaciones del río Guadalentín ……........................................................................................................................... 373

J. Bonachea, V.M. Bruschi, A. Cendrero, J. Remondo, V. Rivas, L. Salas, G. Méndez, M. Dantas, O.J. Pejón, L.V. Zuquette, R. Etcheverry, L.M. Forte y M.A. Hurtado: ¿Cambio geomorfológico global? Implicaciones para la evaluación y predicción del riesgo de deslizamientos (CAMGEO) ……................................................................................................................................. 401

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C. Borja, F. Borja y A. Lama: Caracterización del modelo de funcionamiento hidrogeomorfológico de la laguna de Charrodo (Complejo Endorreico Lebrija-Las Cabezas, Sevilla) …….......................................................................................................................................... 423

C. Borja, F. Borja, A. Lama y M. Fernández: Dinámica hidrogeomorfológica y presión antrópica en pequeñas cuencas mediterráneas. El caso del arroyo El Partido (Huelva, SW España) ……........................................................................................................................................ 427

L. Carcavilla, A. De la Hera, J.J. Durán, F.J. Gracia, A. Pérez Alberti y P. A. Robledo: El papel de la geología y la geomorfología en la Directiva Hábitats de la Unión Europea ……...................... 431

L. Carcavilla y R. Ruiz: El papel de la geología y la geomorfología en la declaración de espacios naturales protegidos de Castilla-La Mancha ……............................................................ 435

P. Carrera-Gómez; R. Mikkan; A. Pérez-Alberti; M. Valcárcel-Díaz; R. Blanco-Chao y J. López-Bedoya: Avance de resultados sobre el estudio del régimen térmico del suelo en un sector de la Alta Montaña Andina (Parque Provincial Aconcagua; Andes de Mendoza, Argentina) …….... 233

A. Cooper: Geomorphology and ‘coastal protection’: Can we work with natural processes?..... 3

P.D. Cosmo, A. Suma, F.J. Gracia y F. Mantovani Aplicación del software Open Source (Web GIS) a la cartografía geológica y geomorfológica del área de Olvera (Cádiz) ……...................... 493

M. Costa-Casais, A. Martínez-Cortizas, J. Kaal, C. Ferro-Vázquez y F. Criado-Boado: Depósitos coluviales holocenos del NO peninsular: geoarchivos para la reconstrucción de la dinámica geomorfológica ……............................................................................................................................ 83

C. Criado, M. Arnay, J. Bethencourt, F. Holm, D. Palacios y E. González-Reimers: Alluvial fans on Teide Volcano. Preliminary results ……..................................................................................... 397

R. Cruz, J.L. Goy, C. Zazo y A. M. Martínez –Graña: Cartografías geomorfológicas y paisajísticas del patrimonio natural para la gestión de los ENP de Candelario y Gredos (Sistema Central) (Salamanca-Ávila, España) ……......................................................................... 439

L. Del Río y F.J. Gracia Interacción entre procesos marinos y terrestres en el retroceso erosivo de costas rocosas: El acantilado de Fuente del Gallo (Conil de la Frontera, Cádiz) ……............ 335

G. Desir y C. Marín: Mud armored balls ¿una forma de erosión? …….......................................... 97

A. Díez-Herrero y J. Garrote: La ratio QT/Qb: un nuevo método hidrológico-hidráulico de fundamento geomorfológico para el estudio de la inundabilidad en territorios amplios …….... 199

M.J. Domínguez-Cuesta y M. Jiménez-Sánchez: Influencia de la geomorfología en el Paisaje Protegido de las Cuencas Mineras (Asturias) …….......................................................................... 447

J. Dóniz, C. Romero y J. Carmona: Relación entre la edad y la formación de barrancos en los volcanes basálticos monogénicos de Tenerife ……........................................................................... 29

J. Dóniz Páez y R. Becerra Ramírez: Estudio geomorfológico del volcán basáltico monogénico de Orchilla (El Hierro, Canarias) ……............................................................................................. 33

A. El Mrini, J. Benavente, D. Nachite, M. Taaouati, G. Anfuso Caracterización y morfodinámica de las playas del tramo costero entre Cabo Mazari y Cabo Negro (Tetuán, NO de Marruecos)........................................................................................................................................... 299

P. Fernández, A. García y J. Alameda Cartografía de procesos geomorfológicos activos en laderas de embalses y su utilización para la zonificación de amenaza …….................................. 409

T. Fernández y J. Benavente Modificación de los patrones de corrientes asociadas al oleaje a lo largo de un ciclo mareal ……............................................................................................................. 295

E. Fernández Iglesias y M. Fernández Alonso: Restauración de marismas en estuarios cantábricos: velocidad de recuperación y tasas de erosión ……..................................................... 455

E. Fernández Iglesias y M. Fernández García: La movilidad de los cauces en los ríos del NO Peninsular …….................................................................................................................................... 211

G. Flor Blanco y G. Flor: Las morfologías externas de los estuarios de Tina Mayor, Tina Menor y San Vicente de la Barquera en relación con el confinamiento y la dinámica ……........ 311

509

A. Fontán, J. Alcántara-Carrió, y A. Corbí: Geodinámica de las Playas de Maspalomas y El Inglés, potencia sedimentaria y evolución geomorfológica reciente ……...................................... 291

A. García de la Vega: El karst de la Sierra de Pela: un interfluvio como relieve invertido (Sistema Central) ……........................................................................................................................ 37

G. Garzón y J.A. Ortega: Configuración de la red fluvial en las Vegas del río Guadiana a partir de sus perfiles longitudinales ……..................................................................................................... 215

L. Gaspar y A. Navas Aplicación de 210Pb para evaluar la redistribución del suelo en ambientes mediterráneos ……........................................................................................................... 153

C.N. Gibbins, D. Vericat y R.J. Batalla: New insights into river bed processes provided by a portable flume ………......................................................................................................................... 175

Á. Gómez Gutiérrez, S. Schnabel y J. F. Lavado: Análisis del acarcavamiento y su relación con el uso del suelo en una pequeña cuenca en el SO de España …….................................................. 149

A. Gómez Ortiz, F. Salvador Franch, J.J. Sanjosé Blasco, D. Palacios Estremera, L. Schulte y A. Atkinson Gordo: Degradación de hielo glaciar fósil y permafrost en Sierra Nevada (periodo 2001-2007) …….................................................................................................................................... 257

L. Gómez-Pujol, J. J. Fornós, R. J. Pope y L.B. Clemmensen Los abanicos aluviales litorales del NE de Mallorca: morfometría y arquitectura de facies……........................................................... 343

E. González, R. Gosálvez, R. Becerra y E. Escobar: Facies laháricas en los depósitos de oleadas piroclásticas del "Barranco Varondillo" Campo de Calatrava, (España) ……............................ 25

A. González Díez, J. Remondo, G. Fernández Maroto, J.R. Diaz-de-Terán, J. Cardenal, E. Mata, J.L. Perez-García y J. Delgado: Desarrollo de una metodología para el análisis morfométrico de deslizamientos mediante el empleo de modelos MDE fiables ……................................................. 405

M. Jiménez-Sánchez, A. Moreno, H. Stoll, A. Aranburu, J. Uriarte, E. Iriarte, M. J. Domínguez-Cuesta y B. L. Valero-Garcés Dataciones cronológicas con U-Th en la Cueva del Pindal (Asturias, N España): implicaciones geomorfológicas ……............................................................ 49

M. Jiménez-Sánchez, M.J. Domínguez-Cuesta, J. García-Sansegundo, H. Stoll, P. González-Pumariega, G. Fuente-Puente, M. Meléndez, E. Martos, I. Vadillo, L. Rodríguez-Rodríguez y A. Aranburu Estudio preliminar de la geomorfología de la cueva de Herrerías y su entorno (Llanes, Asturias, Noroeste de España) …….................................................................................... 45

A. Julián y J. Chueca Cartografía de zonas de salida de aludes en el valle de Ordesa (Pirineo central español): factores condicionantes y evolución temporal.....…............................................ 413

A. Lama, C. Borja y F. Díaz del Olmo: Caracterización morfométrica de la cuenca del río Pudio (El Aljarafe, Sevilla). Análisis comparado de los últimos cincuenta años (1956-2006)….. 219

N. Lana-Renault, D. Regüés, J. Latron, E. Nadal-Romero, P. Serrano-Muela, C. Martí-Bono y J.M. García-Ruiz: Relación entre la generación de escorrentía y el transporte del sedimento en suspensión en una cuenca de campos abandonados en el Pirineo Central ……........................... 109

J. Latron, P. Serrano-Muela, D. Regüés, N. Lana-Renault, E. Nadal, C. Martí y J.M. García Ruiz: Respuesta hidrológica en una pequeña cuenca mediterránea forestada (Pirineo central)……... 183

J. López-Bedoya y A. Pérez-Alberti El control geomorfológico en la distribución de la contaminación por hidrocarburos. Costa de Galicia (España)……............................................... 359

J. López-Bedoya y A. Pérez-Alberti Metodología para la selección y valoración de puntos de interés geomorfológico en Galicia ……............................................................................................. 467

J.A. López-Tarazón, R.J. Batalla y D. Vericat: Dinámica del transporte de sedimento en una cuenca altamente erosiva (río Isábena, Pre-Pirineo) ……............................................................... 125

M. López-Vicente y A. Navas Cartografía geomorfológica de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central) mediante SIG……................................................................................................................ 477

P. Lucha, F. Gutiérrez y J. Guerrero: Anomalías geomorfológicas y deformaciones cuaternarias en el sistema fluvial del Cardener y su relación con el crecimiento de anticlinales salinos y fenómenos de subsidencia por disolución de evaporitas…….......................................................... 53

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A. Lucía, F. Vicente, C. Martín Moreno, J.F. Martín Duque, M.A. Sanz, C. de Andrés y J. Bodoque: Métodos de reconocimiento y seguimiento de procesos geomorfológicos activos en cárcavas del borde del piedemonte norte de la Sierra de Guadarrama……................................. 113

M.J. Machado y A. Pérez-González: Paleoambientes y clima durante el Pleistoceno Superior-Holoceno temprano en el norte de Etiopía ……............................................................................... 87

J. Machín, M. López-Vicente y A. Navas Cartografía digital de suelos de la Cuenca de Estaña (Prepirineo Central)…….................................................................................................................... 481

Franco Mantovani: Evoluzione della cartografia geomorfologica in Europa ……......................... 7

C. Marín y G. Desir: Procesos de formación de coladas de barro en Bardenas Reales (Navarra, España)…........................................................................................................................... 43

J. Marquínez, A. Díez, E. Fernández, J. Lastra, y M. Llorente: Aspectos geomorfológicos en la modificación del Reglamento del Dominio Público Hidráulico y el Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables…….............................................................................................. 377

J.F. Martín-Duque, J.M. Nicolau, C. Martín-Moreno, L. Sánchez, R. Ruiz López de la Cova, M.A. Sanz y A. Lucía: Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (1). Condicionantes y criterios geomorfológicos para la restauración de minas de caolín…….......... 459

C. Martín Moreno, I. Zapico, J.M. Nicolau, J.F. Martín Duque, A. Lucía y M.A. Sanz: Geomorfología y gestión del Parque Natural del Alto Tajo (2). Estimación de la emisión de sedimentos de la cuenca del arroyo Peñalén mediante RUSLE 1.06……...................................... 463

J.A. Martín Prieto, F.X. Roig-Munar, G.X. Pons, y A. Rodríguez-Perea: Análisis de las variaciones de la línea de costa en sistemas playa-duna de Menorca y de Mallorca (Illes Balears)……......................................................................................................................................... 307

P. Martínez Cedrún y G. Flor: Rasgos geomorfológicos y sedimentarios del campo dunar de Liencres (Cantabria)……................................................................................................................... 275

A.M. Martínez-Graña, J.L. Goy, I. Picón, C. Zazo, R. Cruz Análisis cartográfico del riesgo de erosión hídrica y eólica en los Espacios Naturales de Las Batuecas-Sierra de Francia y Quilamas (Sistema Central, Salamanca, España)…….................................................................... 443

C. Martín-Puertas, B.L. Valero-Garcés, M.P. Mata, A. Moreno, J. Sigro y M. Brunet Cambios de erosión del suelo reflejados en el registro sedimentario de la Laguna de Zoñar (Córdoba) durante los últimos 50 años……......................................................................................................... 75

L. Menanteau: El papel geomorfológico del hombre en la evolución histórica de las zonas costeras: el caso del Golfo Ibero-Marroquí....................................................................................... 13

R. Menéndez Duarte, S. Fernández, C. Santín, E. Wozniak, M.A. Álvarez y J. Marquínez: Erosión y cambios en los suelos por incendios forestales en un área de montaña atlántica (Cordillera Cantábrica, NO España)……............................................................................................................. 117

M. Morellón, A. Moreno, B. Valero-Garcés, C. Sancho-Marcén, J. P. Corella, M. Rico, y P. Mata Actividad paleohidrológica del Polje de Saganta durante los últimos 200.000 años: las tobas de Camporrells - Estopiñán (Huesca)……........................................................................................ 79

M. Moreno, J.M. Nicolau, M.T. Espigares y L. Merino: Impacto de la erosión en regueros sobre la disponibilidad de agua para la vegetación en laderas restauradas mineras (cuenca de Utrillas, Teruel)…................................................................................................................................ 121

J. Muñoz-Rojas, R.M. Carrasco, J. de Pedraza y F.J. Tapiador: Diseño de técnicas SIG basadas en la incertidumbre espacial: ensayo de aplicabilidad en el análisis geomorfológico regional de la cuenca del río Bullaque (Ciudad Real-Toledo)……......................................................................... 497

J.F.M. Murillo y J.D. Ruiz Sinoga: La humedad antecedente del suelo como factor de la estacionalidad de la escorrentía y la movilización de sedimentos en los ambientes eco-geomorfológicos de una ladera mediterránea (Montes de Málaga)……........................................ 105

E. Nadal, D. Regüés, J. Latron, N. Lana-Renault, P. Serrano-Muela y C. Martí-Bono: La exportación de sedimento en suspensión en una pequeña cuenca de montaña con morfologías acarcavadas (Pirineo Central)…….................................................................................................... 145

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E. Nadal, D. Regüés, P. Salvador y D. Torri Estudio de la estabilidad de agregados del suelo en una cuenca de montaña, Pirineo Central…….................................................................................. 179

S. Nyssen y J.M. Nicolau. Estimación de las emisiones de sedimentos de la minería de carbón a cielo abierto en Teruel mediante RUSLE 1.06.................................................................................. 157

M. Oliva, A. Gómez Ortiz y L. Schulte: Procesos solifluidales actuales en Sierra Nevada……..... 253

M. Oliva, L. Schulte y A. Gómez Ortiz: Actividad solifluidal en Sierra Nevada durante el Holoceno tardío……............................................................................................................................ 249

J.A. Ortega y G. Garzón: Funcionamiento de una zona de inflexión o knickpoint asociado con distintos niveles de crecida…….......................................................................................................... 381

J.A. Ortega y G. Garzón: La influencia de los embalses en la regulación de crecidas de alta frecuencia en el río Guadiana……..................................................................................................... 385

M. Otero: La Pequeña Edad de Hielo en A Serra do Candán (Pontevedra)…….......................... 265

B. Palade, L. M. Tanarro, D. Palacios y A. Gómez Ortiz: Características de los glaciares rocosos relictos del sector central de Sierra Nevada…….............................................................................. 261

D. Palomino, V. Díaz del Río, J.T. Vázquez y L.M. Fernández-Salas: Análisis morfológico del sistema de paleocanales desarrollado en la Bahía de Palma (Islas Baleares, Mediterráneo occidental)……..................................................................................................................................... 347

M. Palomo, A. Julián y J. Chueca Aplicación de un análisis multicriterio a la delimitación de zonas probables de aludes (valle del Aguas Limpias, Pirineo central español)……..................... 417

R. Pellitero: Evolución glaciar del Valle de Pineda (Cordillera Cantábrica, Palencia) a partir de la interpretación de depósitos morrénicos……............................................................................ 269

L. Pereda, C.J. González, N. Carbonell, G. Anfuso, O. Álvarez y G. Cultrone, G. Características de los depósitos sedimentarios de la Bahía de Algeciras (Cádiz). Resultados preliminares……................................................................................................................................. 323

M.L. Pérez y J.A. Chica: El papel de la geomorfología en la gestión integrada de la Zona de Servidumbre de Protección del Dominio Público Marítimo-Terrestre…….................................. 363

N. Pérez, J. Buzzi, D. Sánchez y E. García-Meléndez Cartografía de procesos geomorfológicos activos para el análisis de la susceptibilidad espacial de riesgos geológicos en el curso medio del río Eria (León, España)……......................................................................................................... 393

A. Pérez-Alberti, M. Valcárcel-Díaz, P. Carrera-Gómez, J. López-Bedoya y R. Blanco-Chao: Movilidad de la capa superficial del suelo en los Andes fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina)……..................................................................................................................................... 237

A. Pérez-Alberti, M. Valcárcel-Díaz, P. Carrera-Gómez, J. López-Bedoya y R. Blanco-Chao: La multiplicidad de procesos en la evolución de las laderas en medios fríos: El ejemplo de los Andes fueguinos (Tierra del Fuego, Argentina)……....................................................................... 241

S. Pérez-Domingo, J.M Nicolau, F. Comín, S. González, M. Trabucchi y L. De Miguel: Restauración geomorfológica de la minería de carbón a cielo abierto: hacia el modelado en cuencas hidrológicas…….................................................................................................................... 161

A. Potenciano de las Heras y G. Garzón Heydt Condicionantes geomorfológicos e hidrológicos en la generación de avenidas. El caso de las cuencas del río Córcoles (Guadiana) y Escabas (Tajo)……............................................................................................................................................. 389

D. Regüés, E. Nadal-Romero, P. Serrano-Muela y C. Martí-Bono: Variabilidad temporal de los procesos de generación de escorrentía y despegue de partículas en cárcavas desarrolladas en el Pirineo Central: mediante ensayos de simulación de lluvia en el campo……........................... 129

J. Rodríguez García y F. Pérez Cerdán: Metodología para un SIG geomorfológico nacional……......................................................................................................................................... 489

S. Rodríguez-Polo; F.J. Gracia; J. Benavente y L. Del Río Geometría y evolución reciente de los cordones litorales holocenos de la flecha de Valdelagrana (Bahía de Cádiz)……........................ 339

512

I. Rodríguez-Santalla, MJ. Sánchez-García, I. Montoya-Montes, D. Gómez-Ortiz y T. Martín-Crespo: Aplicaciones del GPR en el conocimiento de la arquitectura sedimentaria de las dunas del Fangar (Delta del Ebro)……............................................................................................. 383

J. Rodríguez-Vidal: Correlación de unidades morfotectónicas cuaternarias en la costa del Mar de Alborán occidental y del Estrecho de Gibraltar……................................................................. 63

J. Rodríguez-Vidal, M. Abad, L.M. Cáceres, F. Ruiz, M.C. Lozano, J.L. Vera, M. Cortés y M.D. Simón Cronología de la superficie inferior de piedemonte en la Sierra de Mijas (Torremolinos, Málaga)…….............................................................................................................. 67

F.X. Roig-Munar, G.X. Pons, A. Rodríguez-Perea y J.A. Martín-Prieto: Cuantificación de la microerosión antrópica como factor significativo en playas arenosas y acantilados asociados (el caso de Menorca, I. Balears)…….................................................................................................. 327

J. Romera, J. Estrany y C. García: Transporte y producción de sedimento en suspensión durante eventos de elevada magnitud y baja frecuencia en el torrent Gros (Mallorca)……....... 187

J.M. Rubiales, J.M. Bodoque, J.A. Ballesteros y A. Díez-Herrero: Utilización de la dendrogeomorfología como geoindicador para evaluar procesos de erosión……........................ 133

A. Salazar Rincón, D. Pacheco Manzano, G. Portero García, F. Pérez Cerdán y F. Nozal Martín: Mapa de Unidades Geomorfológicas: caracterización morfográfica y bases de datos……......... 485

S. Schnabel, A. Gómez Gutiérrez y J.J. Sanjosé Blasco: Caudal y erosión en cárcavas en espacios de aprovechamiento silvopastoril del suroeste español……............................................................ 137

E. Serrano, M.J. González Amuchastegui, P. Ruíz Flaño y González Trueba, J.J.: Valoración, Cartografía y Gestión Ambiental de Lugares de Interés Geomorfológico: El Parque Natural de las Hoces de Alto Ebro y Rudrón…….......................................................................................... 451

P. Serrano-Muela, D. Regüés, N. Lana-Renault y E. Nadal: Estudio de la trascolación bajo diferentes tipos de cubierta forestal durante el periodo fenológico con hojas en el Pirineo Central Español……........................................................................................................................... 101

M. Soler, G. Catari y F. Gallart Calibración de sensores de concentración de sedimentos en suspensión en relación con la granulometría del material transportado……............................... 171

L. M. Tanarro, A. Díez-Herrero y M. Llorente Origen y significado evolutivo de los torrentes afluentes colgados del cañón del Duratón (Segovia)……................................................................. 223

B. Valero-Garcés, A. Moreno, M. Morellón, J.P. Corella, P. González- Sampériz y P. Mata Cronología de las tobas de ladera del río de Las Parras (Cordillera Ibérica, Teruel)…….......... 71

M. Valladares, A. El Mrini, J. Benavente, G. Anfuso, D. Nachite y M. Taaouati Cambios volumétricos y evolución a corto plazo de la playa de Tres Piedras, Norte de Marruecos……... 303

I. Vallejo y J. Ojeda: Cambios recientes en la dinámica eólica del sistema de dunas activas del Parque Nacional de Doñana……....................................................................................................... 287

D. Vázquez, M. Fernández Alonso y E. Fernández Iglesias Evolución reciente y evidencias morfológicas de actividad marina en estuarios mediante el estudio de fotografías aéreas……... 315

D. Vericat y R.J. Batalla: Dinámica fluvial en el tramo bajo del Ebro (I): Transporte de sedimentos y procesos morfosedimentarios…….............................................................................. 203

D. Vericat, J. Brasington, J. Wheaton e I. Rychov: Determinación de la rugosidad de lechos de grava mediante láser terrestre de alta resolución……..................................................................... 167

C. Yáñez y A. Rodríguez-Ramírez: Marismas de Doñana: transformación de una marisma mareal a una pluvio-fluvial durante el Holoceno reciente (SO España)……................................ 319

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