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Geomorfología fluvial

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XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016 XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

Innovación en la producción de cartografía geomorfológica de amplias y variadas superficies. Ecuador, un caso de éxito

Innovative geomorphological cartography generation of large and varied land areas. Ecuador, a

success story

I. Barinagarrementeria1 y A. Leránoz2 1 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] 2 Dpto.Sistemas de Información Territorial, Tracasa, C/ Cabárceno 6, 31621 Sarriguren (Navarra). [email protected] Resumen: Los grandes proyectos de generación de cartografía geomorfológica demandan producir más superficie, en menos tiempo y con una calidad similar o incluso superior con respecto a cartografías tradicionales, de ahí que las metodologías y herramientas hayan aprovechado las nuevas tecnologías a su alcance para lograr este objetivo. El objetivo de este trabajo es presentar una nueva forma de producir cartografía geomorfológica, innovadora en cuanto a los modelos, herramientas y metodologías, utilizada con éxito en el proyecto de Levantamiento de Cartografía Geomorfológica a escala 1:25.000 de Ecuador realizado en el marco del Programa SIGTIERRAS del Ministerio de Agricultura, Ganadería, Acuacultura y Pesca del Ecuador. Se han generado 122.000 Km2 de cartografía geomorfológica como insumo principal del levantamiento geopedológico, categorizando el territorio a través de un sistema jerárquico en unidades que presentan rasgos comunes, en un país que destaca por su gran diversidad geomorfológica por estar dividida en 3 regiones completamente diferentes: Costa, Sierra y Amazonía. Para abordar este gran reto se definen 221 unidades geomorfológicas y se planifican 81 salidas de campo donde se visitan y describen mediante ficha de campo digital incorporado en la Table/PC miles de puntos dispersos en el territorio ecuatoriano. Además, se diseña un sistema de trabajo basado en la tecnología ARCSDE y se apuesta por un software de trabajo innovador asentado sobre 3 pilares: 1) ArcGis; 2) Purview que proporciona visión estereo-sintética general del terreno en contraposición a los softwares tradicionales de estereoscopía; y 3) Vector Factory que facilita la búsqueda y el almacenamiento de los datos y ofrece de procesos de control de calidad internos. También se implementan programas de captura de datos, control de calidad etc. En total se generan 365 hojas de cartografía geomorfológica 1:50.000, 365 salidas gráficas, una por cada hoja 1:50.000 y 105 salidas gráficas y memorias técnicas, una por cantón. Todo ello ejecutado en un año y medio de plazo. Palabras clave: ArcSDE, cartografía, Ecuador, geomorfología, visión estéreo-sintética, Abstract: Large geomorphological cartography generation projects demand to produce more land in less time and with a similar or even higher quality, therefore the tools and methodologies developed, have taken advantage of the new technologies within reach to achieve this goal. The aim of this document is to show a new way to produce geomorphological cartography, innovative in terms of models, tools and methodologies and that have been successfully used for the Geomorphological Mapping project, on 1:25.000 scale of Ecuador is produced under the Ministry of Agriculture, Livestock, Aquaculture and Fishing of Ecuador SIGTIERRAS Programme. As the main source for geopedological mapping, 122.000 km² of geomorphological cartography have been generated, organizing land into a hierarchical system of units that have common features, in a country where its great geomorphological diversity is especially noteworthy, since it is divided in three completely different regions: Coast, Mountain range and Amazon forest. To address this great challenge 221 geomorphological units are defined and 81 field trips are planned where points in the field were visited and described by a Digital Field Data tab included in a Tablet/PC thousands of points spread throughout Ecuador. Moreover, a working system is designed based on ARCSDE technology and are committed to the use of innovative software resting on three pillars: 1) ArcGis; 2) Purview, providing stereo-synthetic vision as a general view of the ground, as opposed to conventional stereoscopy softwares; and 3) Vector Factory, allowing easy search and data storage and offering internal quality processes. In addition, data entry programs are implemented, quality control, etc. In total, 365 geomorphological cartography sheets on 1:50.000 scale, 365 graphic outputs for each 1:50.000 sheet and 105 graphic outputs and technical reports, one per canton. All of this has been achieved in only one and a half years. Keywords: ArcSDE, cartography, Ecuador, geomorphology, stereo-synthetic vision,

Análisis de la vulnerabilidad social ante avenidas súbitas en zonas urbanas de Castilla y León (España)

Analysis of social vulnerability to flash floods in urban areas of Castilla y León (Spain)

E. Aroca-Jiménez1, J.M. Bodoque1, J.A. García2, A. Díez-Herrero3

1 �Dpto.� de� Ingeniería� Geológica� y�Minera,� Universidad� de� Castilla-La�Mancha,�Avda.� Carlos� III� s/n,� 45071�Toledo�(Toledo).�[email protected]

1 �Dpto.� de� Ingeniería� Geológica� y�Minera,� Universidad� de� Castilla-La�Mancha,�Avda.� Carlos� III� s/n,� 45071�Toledo�(Toledo).�[email protected]

2 �Dpto.�de�Administración�de�Empresas,�Universidad�de�Castilla-La�Mancha,�Avda.�Real�Fábrica�de�Sedas�s/n,�45600�Talavera�de�la�Reina�(Toledo).�[email protected]

3 �Dpto.�de�Investigación�y�Prospectiva�Geocientífica,�IGME,�Ríos�Rosas�23,�28003�Madrid�(Madrid).�[email protected]

Resumen: Las�enormes�pérdidas�económicas�y�el�elevado�número�de�víctimas�que�siguen�provocando�los� desastres� naturales� subrayan� la� importancia� de� considerar� la� vulnerabilidad� de� la� población�expuesta�en�la�gestión�del�riesgo.�La�vulnerabilidad�social�caracteriza�la�fragilidad�de�la�sociedad�al�ser�afectada�por�peligros�tales�como�las�inundaciones,�siendo�las�avenidas�súbitas�uno�de�los�peligros�naturales�con�mayor�capacidad�de�generar�riesgo.�A�pesar�de�su�importancia,�la�vulnerabilidad�social�suele�ser�un�aspecto�desatendido�en�los�análisis�tradicionales�de�gestión�del�riesgo,�los�cuales�se�centran�principalmente�en�los�aspectos�económicos�y�en�la�puesta�en�práctica�de�medidas�de�mitigación�de�corte�estructural.�La�metodología�que�aquí�se�propone�se�ha�aplicado�a�la�comunidad�de�Castilla�y�León�(94.226�km2).�Los�municipios�incluidos�en�este�estudio�cumplen�los�siguientes�requisitos:�i)�los�núcleos�de�población�son�susceptibles�a�sufrir�avenidas�súbitas�al�encontrarse�atravesados�por�ríos�con�una�pendiente�longitudinal�mayor�de�0,01;�ii)�están�afectados�por�Áreas�con�Riesgo�Potencial�Significativo�de�Inundación�y�por�Zonas�Inundables�con�probabilidad�baja�o�excepcional,�de�acuerdo�con�lo�establecido�en�el�Real�Decreto�903/2010,�de�9�de�julio,�de�Evaluación�y�Gestión�de�Riesgos�de�Inundación.�El�objetivo�de�este�estudio�es�identificar�aquellas�características�sociales�que�hacen�a�la�población�vulnerable�frente�a�las�avenidas�súbitas.�El�resultado�de�ello�es�la�diferenciación�de�cinco�perfiles�de�susceptibilidad�de�la�población�por�municipio,�los�cuales�se�han�obtenido�mediante�análisis�de�segmentación�jerárquica�aplicado�a�información�relacionada�con�la�población,�economía,�infraestructuras,�etc.,� facilitada�por�diferentes�organismos�públicos.�Este�análisis�de�vulnerabilidad�social�supone�un�avance�en�lo�que�a�la�reducción�del�riesgo�se�refiere,�al�permitir�agrupar�áreas�urbanas�de�resiliencia�similar�ante�la�ocurrencia�de�avenidas�súbitas.

Palabras clave: avenida�súbita,�resiliencia,�segmentación�jerárquica,�vulnerabilidad�social,�zonas�urbanas.

Abstract: Considerable economic losses and high numbers of fatalities that natural disasters still causing underline that the vulnerability of societies exposed is a key part to be considered in risk

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management. Social vulnerability characterizes the predisposition of society to be afflicted by hazards such as floods, being flash floods one of the hazards with the greatest capacity to generate risk. Despite its importance, social vulnerability is often a neglected aspect of traditional flood risk assessments, which mainly is focused on economic vulnerability assessment and structural measures design. The methodology proposed here is implemented in the region of Castilla y León (94,226 km2). Townships that are included in this study meet the following requirements: i) villages are crossed by rivers with a longitudinal slope higher than 0.01; and ii) townships are affected by an area where potential significant flash-flood risk exists and by an area with low or exceptional probability of flooding (500-year flood). The aim of this research is to identify those social characteristics which render people vulnerable to flash flood hazards. As a result, we identified five susceptibility profiles of the population per township. These profiles were obtained by hierarchical segmentation analysis of socio-economic information provided by different public organisms. This analysis of social vulnerability to flash floods means an advance in relation to disaster risk reduction, allowing for grouping urban areas with similar resilience. With regard to the above, strengthening of resilience is one of the most important foundation of risk mitigation.

Key words: flash flood, hierarchical segmentation, resilience, social vulnerability, urban areas.

INTRODUCCIÓN

Una� avenida� súbita� es� un� aumento� casi�instantáneo�del�caudal�circulante�en�un�tramo�de�una�corriente�fluvial,�debido�generalmente�a�lluvias�muy�intensas�espacialmente�concen-tradas,�y�que�se�caracterizan�por�alcanzar�un�caudal�punta� elevado�en� cuestión�de�horas�o�minutos�(Díez-Herrero�et al.,�2009).�La�corta�duración�del�proceso,�junto�con�el�insuficien-te�conocimiento�de�su�dinámica,�produce�que�las� avenidas� súbitas� sean� consideradas� como�uno�de�los�peligros�naturales�más�destructivos�y�que�provoca�más�víctimas.�En�España,�cabe�destacar�los�eventos�de�septiembre�de�1962,�en�Cataluña,�con�815�fallecidos;�octubre�de�1973�en�las�provincias�de�Granada,�Almería�y�Mur-cia,� con� 250� víctimas;� y� agosto� de� 1996,� en�Biescas�(Huesca),�con�87�fallecidos.

El�elevado�número�de�víctimas,�el�aumen-to�de� las�pérdidas� económicas�y� el� incremen-to�en�la�frecuencia�de�eventos�extremos�ponen�de�manifiesto�la�necesidad�de�un�cambio�en�la�gestión�del�riesgo�de�inundación.�En�este�con-texto,�el�Real�Decreto�903/2010�de�Evaluación�y�Gestión� de�Riesgos� de� Inundación,� estable-

ce� un�marco� común�de� trabajo� que� insta� a� la�elaboración� de� evaluaciones� preliminares� del�riesgo�de�inundación�y�a�la�producción�de�ma-pas�de�peligrosidad�y�riesgo�de�inundación,�que�debe� traducirse�en� la�aprobación�de�planes�de�gestión�del�riesgo�de�inundación.�Hasta�ahora,�los� análisis� de� riesgo� caracterizan� en� detalle�los�componentes�de�peligrosidad�y�exposición,�pero�la�vulnerabilidad�suele�quedar�reducida�a�una�estimación�económica�del�daño�o�se�con-sidera� homogénea� para� toda� la� población� ex-puesta�(Koks�et al.,�2015).�Esta�simplificación�se�debe�a� la�confusión�que�existe�en� lo�que�a�este�concepto�se�refiere.�A�pesar�de�los�esfuer-zos� realizados� por� la� comunidad� científica� en�los� últimos� años,� no� existe� aún� un� consenso�general�sobre�la�metodología�a�emplear�para�la�evaluación�de�la�vulnerabilidad�(Perles,�2010).�

Cutter�et al.� (2003)�definen� la�vulnerabili-dad�social�como�“la�capacidad�de� la�sociedad�para� responder,� hacer� frente,� recuperarse� y�adaptarse�a�un�determinado�peligro”.�Esta�ca-pacidad� viene� determinada� por� diferentes� ca-racterísticas� relacionadas� con� la� economía,� la�demografía� y� las� construcciones.� Por� esta� ra-zón,�existen�multitud�de�artículos�que�realizan�

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un�análisis�de�la�vulnerabilidad�social�frente�a�inundaciones�mediante�la�identificación�de�per-files�de�vulnerabilidad�en�un�conjunto�de�varia-bles� (p.� ej.,�Cutter�et al.,� 2003;�Fekete,�2009;�Koks�et al.,�2015).�Sin�embargo,�existen�muy�pocos� trabajos� que� analicen� la� vulnerabilidad�social�para�el�caso�de� las�avenidas�súbitas� (p.�ej.,�Terti�et al.,� 2015).�En�España,� sólo� se� ha�encontrado�una�publicación�en�la�que�se�lleve�a�cabo�un�análisis�de�vulnerabilidad�social�(Pé-rez�et al.,�2016),�aunque�hay�algún�trabajo�que�integra� la� caracterización�de� la�vulnerabilidad�social� en� el� análisis� del� riesgo� de� inundación�(Díez-Herrero�et al.,� 2008).�El� incremento�de�investigaciones�relacionadas�con�la�vulnerabili-dad�en�los�últimos�tiempos�se�debe,�en�parte,�a�los�esfuerzos�realizados�por�las�Naciones�Uni-das�y�su�Estrategia�Internacional�para�la�Reduc-ción� de� los�Desastres� (EIRD),� cuyo� principal�objetivo�es�promover�la�reducción�del�impacto�de�los�desastres�naturales�mediante�el�aumento�de�la�resiliencia.�Este�nuevo�enfoque�centrado�en�la�prevención�pone�en�valor�el�concepto�de�vulnerabilidad�y�demanda�que�la�vulnerabilidad�sea�un�componente�clave�de�los�análisis�de�ries-gos�de�inundación.

El�objetivo�de�este�trabajo�es�la�identifica-ción�de�perfiles�de�vulnerabilidad�social�dentro�de�un�conjunto�de�variables�de�diferente�tipo-logía�consideradas�explicativas�de�la�vulnera-bilidad�frente�a�las�avenidas�súbitas�en�la�re-gión�de�Castilla�y�León,�con�el�fin�de�mejorar�la�actual�gestión�del�riesgo�de�inundación.

ÁREA DE ESTUDIO

La�región�de�Castilla�y�León�tiene�una�su-perficie�de�94.226�km2,� siendo� la�comunidad�más�extensa�de�todo�el�territorio�español�(Fi-gura�1).�Su�relieve�consiste�en�una�gran�cuenca�sedimentaria�de�elevada�altitud�(700-1.100�m.;�64%� del� territorio)� rodeada� perimetralmente�por�la�Cordillera�Cantábrica�(al�norte),�el�Sis-tema�Central�(al�sur)�y�el�Sistema�Ibérico�(al�este);� en� las� que� se� alcanzan� cotas�máximas�

entorno�a�2.600�m.�(31.6%�del�territorio).�La�red�de�drenaje�se�divide�en�cinco�cuencas�hi-drográficas,� donde� el� 84%� del� territorio� per-tenece�a� la�cuenca�del� río�Duero.�Predomina�el�clima�mediterráneo�con�alto�grado�de�conti-nentalidad,�variando�la�temperatura�desde�una�media� de� 0ºC� en� invierno� hasta� los� 20ºC� en�verano,�siendo�enero�el�mes�más�frío�y�agosto�el�más�cálido.�La�precipitación�media�anual�se�encuentra� entre� los� 300� y� los� 600�mm,� con-centrándose� principalmente� en� primavera� y�otoño,�aunque�en�ciertas�zonas�montañosas�se�puede�llegar�a�sobrepasar�los�1800�mm.�La�ve-getación�está�compuesta�en�un�62%�por�coní-feras�y�bosques�de�frondosas�(principalmente�Pinus pinaster,�Pinus sylvestris,�Quercus ilex,�Quercus pyrenaica)� y� en� un� 38%� por�mato-rrales�y�pastizales�(principalmente�brezales�y�otros�matorrales�dominados�por�ericáceas).�En�cuanto�a�la�demografía,�Castilla�y�León�cuenta�con�una�población�cercana�a�los�2,5�millones,�con�densidades�de�población�(hab/km2)�de�8,9�(Soria)�hasta�65,2�(Valladolid)�y�una�media�de�edad�de�47� años,� siendo�esta� edad�mayor� en�áreas�montañosas�en� las�que� las� tasas�de�de-pendencia�son�elevadas.�


esta edad mayor en áreas montañosas en las que las tasas de dependencia son elevadas.

FIGURA 1. Localización del área de estudio (comunidad autónoma de Castilla y León, España). METODOLOGÍA

Se han identificado 39 municipios que son

propensos a sufrir avenidas súbitas siguiendo los siguientes criterios:

Los núcleos de población están atravesados por ríos con una pendiente longitudinal mayor a 0,01. Este umbral morfométrico se ha utilizado como indicador de ríos susceptibles de generar avenidas súbitas (Bodoque et al., 2015).

Los centros urbanos están atravesados por tramos de ríos identificados como Áreas con Riesgo Potencial Significativo de Inundación (ARPSIs) y por Zonas Inundables con probabilidad baja o excepcional (asociadas a períodos de retorno de 500 años), de acuerdo con lo establecido en el Real Decreto 903/2010 de Evaluación y Gestión de Riesgos de Inundación; y en las correspondientes evaluaciones preliminares del riesgo de inundación, según se recoge en el Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables (SNCZI).

Una vez discriminados los municipios susceptibles a sufrir avenidas súbitas, se confeccionó una base de datos de variables de diferente tipología (sociales, económicas, sanitarias, relacionadas con las infraestructuras, las viviendas, etc.) que se

consideraron explicativas de la vulnerabilidad social, con el objetivo de identificar posibles perfiles de vulnerabilidad subyacentes. Estas variables se organizaron en bloques de información, habiéndose caracterizado un total de 81 variables. En el primer bloque "demografía" se incluyeron variables relacionadas con la población que pudieran reflejar diferentes matices de la vulnerabilidad, como la población por grupos de edad o por sexos, entre otras. Esta información se extrajo del Padrón Continuo de Habitantes (Instituto Nacional de Estadística, INE). El segundo bloque: "dependencia", contiene variables relacionadas con las personas mayores y discapacitados, los cuales son vulnerables por motivos diferentes. Así, ambos grupos requerirían de ayuda externa en una situación de emergencia, pero las capacidades de evacuación no son las mismas. Esta información se obtuvo del Padrón Continuo de Habitantes (INE) y del Censo de Población y Viviendas de 2011 (INE). El tercer bloque: "nivel de estudios", engloba variables relacionadas con el nivel de conocimientos de la población, lo cual puede relacionarse con la capacidad para entender las estrategias de gestión del riesgo de inundación. Esta información se extrajo del Censo de Población y Viviendas de 2011. El cuarto bloque: "situación laboral", contiene variables relacionadas con el paro y la ocupación, lo cual está relacionado con el nivel de ingresos de la población, que puede determinar la existencia de medidas preventivas que reducen el impacto de las inundaciones y facilitan la recuperación tras el desastre. Las fuentes de información de este bloque son el Observatorio Regional de Empleo de la Junta de Castilla y León, el Ministerio de Empleo y Seguridad Social y el Censo de Población y Viviendas de 2011. El quinto bloque: "atención médica", contiene información relacionada con hospitales, centros de salud y tipo de asistencia médica, incluyendo como novedad la distancia y el tiempo de desplazamiento hospital o centro de salud más cercanos al núcleo de población. Esta información se obtuvo del Registro General de Centros, Servicios y Establecimientos Sanitarios (Ministerio de Sanidad, Servicios Sociales e Igualdad, MSPS). El sexto bloque: "desarrollo e infraestructuras", abarca variables que reflejan el grado de desarrollo del municipio, no sólo considerando infraestructuras existentes sino también ciertos indicadores económicos, como la renta per cápita y la deuda municipal por habitante, entre otros. Esta información se consultó en el Registro Estatal de Centros Docentes no Universitarios (Ministerio de Educación, Cultura y Deporte), la Guía de Servicios de Atención Residencial para Personas Mayores (MSPS), el Sistema de Información Estadística de Castilla y

FIGURA�1. Localización del área de estudio (comunidad autónoma de Castilla y León, España)

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METODOLOGÍA

Se�han�identificado�39�municipios�que�son�propensos�a�sufrir�avenidas�súbitas�siguiendo�los�siguientes�criterios:

•� �Los� núcleos� de� población� están� atravesa-dos�por�ríos�con�una�pendiente� longitudi-nal�mayor�a�0,01.�Este�umbral�morfométri-co�se�ha�utilizado�como�indicador�de�ríos�susceptibles� de� generar� avenidas� súbitas�(Bodoque�et al.,�2015).�

•� �Los�centros�urbanos�están�atravesados�por�tramos� de� ríos� identificados� como� Áreas�con� Riesgo� Potencial� Significativo� de�Inundación�(ARPSIs)�y�por�Zonas�Inunda-bles� con� probabilidad� baja� o� excepcional�(asociadas� a� períodos� de� retorno� de� 500�años),� de� acuerdo� con� lo� establecido� en�el� Real� Decreto� 903/2010� de� Evaluación�y�Gestión�de�Riesgos�de�Inundación;�y�en�las�correspondientes�evaluaciones�prelimi-nares� del� riesgo� de� inundación,� según� se�recoge� en� el� Sistema�Nacional� de�Carto-grafía�de�Zonas�Inundables�(SNCZI).�

Una� vez� discriminados� los� municipios�susceptibles�a�sufrir�avenidas�súbitas,�se�con-feccionó�una�base�de�datos�de�variables�de�di-ferente�tipología�(sociales,�económicas,�sanita-rias,�relacionadas�con�las�infraestructuras,�las�viviendas,�etc.)�que�se�consideraron�explicati-vas�de�la�vulnerabilidad�social,�con�el�objetivo�de� identificar� posibles� perfiles� de� vulnerabi-lidad� subyacentes.�Estas� variables� se� organi-zaron�en�bloques�de�información,�habiéndose�caracterizado� un� total� de� 81� variables.�En� el�primer� bloque� “demografía”� se� incluyeron�variables� relacionadas� con� la� población� que�pudieran�reflejar�diferentes�matices�de�la�vul-nerabilidad,�como�la�población�por�grupos�de�edad�o�por�sexos,�entre�otras.�Esta�información�se�extrajo�del�Padrón�Continuo�de�Habitantes�(Instituto� Nacional� de� Estadística,� INE).� El�segundo�bloque:�“dependencia”,�contiene�va-

riables�relacionadas�con�las�personas�mayores�y� discapacitados,� los� cuales� son� vulnerables�por� motivos� diferentes.� Así,� ambos� grupos�requerirían�de�ayuda�externa�en�una�situación�de� emergencia,� pero� las� capacidades� de� eva-cuación�no�son�las�mismas.�Esta�información�se�obtuvo�del�Padrón�Continuo�de�Habitantes�(INE)�y�del�Censo�de�Población�y�Viviendas�de�2011�(INE).�El�tercer�bloque:�“nivel�de�es-tudios”,� engloba� variables� relacionadas� con�el�nivel�de�conocimientos�de�la�población,�lo�cual�puede�relacionarse�con�la�capacidad�para�entender� las�estrategias�de�gestión�del� riesgo�de�inundación.�Esta�información�se�extrajo�del�Censo�de�Población�y�Viviendas�de�2011.�El�cuarto� bloque:� “situación� laboral”,� contiene�variables� relacionadas� con� el� paro� y� la� ocu-pación,� lo� cual� está� relacionado� con� el� nivel�de�ingresos�de�la�población,�que�puede�deter-minar� la� existencia� de� medidas� preventivas�que�reducen�el�impacto�de�las�inundaciones�y�facilitan� la� recuperación� tras�el�desastre.�Las�fuentes�de�información�de�este�bloque�son�el�Observatorio�Regional�de�Empleo�de�la�Junta�de�Castilla�y�León,�el�Ministerio�de�Empleo�y�Seguridad�Social� y� el�Censo� de� Población� y�Viviendas� de� 2011.� El� quinto� bloque:� “aten-ción�médica”,�contiene�información�relaciona-da�con�hospitales,�centros�de�salud�y� tipo�de�asistencia�médica,� incluyendo�como�novedad�la� distancia� y� el� tiempo� de� desplazamiento�hospital�o�centro�de�salud�más�cercanos�al�nú-cleo�de�población.�Esta�información�se�obtuvo�del�Registro�General�de�Centros,�Servicios�y�Establecimientos�Sanitarios�(Ministerio�de�Sa-nidad,�Servicios�Sociales�e�Igualdad,�MSPS).�El� sexto� bloque:� “desarrollo� e� infraestructu-ras”,� abarca� variables� que� reflejan� el� grado�de�desarrollo�del�municipio,�no�sólo�conside-rando�infraestructuras�existentes�sino�también�ciertos�indicadores�económicos,�como�la�renta�per cápita�y�la�deuda�municipal�por�habitante,�entre�otros.�Esta�información�se�consultó�en�el�Registro�Estatal�de�Centros�Docentes�no�Uni-versitarios�(Ministerio�de�Educación,�Cultura�

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y�Deporte),�la�Guía�de�Servicios�de�Atención�Residencial� para�Personas�Mayores� (MSPS),�el�Sistema�de�Información�Estadística�de�Cas-tilla� y� León� (SIE)� y� el� Instituto� de� Estudios�Fiscales� (Ministerio�de�Hacienda�y�Adminis-traciones� Públicas,� MINHAP).� El� séptimo�bloque:� “construcciones”,� recopila� variables�relacionadas�con�las�características�de�los�edi-ficios�y�su�estado�de�conservación.�Esta�infor-mación�se� integró�en� la�base�de�datos�previo�análisis�de�la�cartografía�catastral�(MINHAP)�y�el�Censo�de�Población�y�Viviendas�de�2011.�Por�último,�el�octavo�bloque:�“vulnerabilidad�colectiva”,� recoge�variables� relacionadas�con�los�posibles�cortes�de�vías�de�evacuación�por�desbordamientos� de� ríos� y� las� zonas� adapta-bles� para� una� evacuación.� Esta� información�se�generó�a�partir�de�la�cartografía�catastral�y�un�Modelo�Digital�del�Terreno�con�un�tamaño�de�celda�de�5�metros�facilitado�por�el�Instituto�Geográfico�Nacional.

Una�vez� recopiladas� las�variables,� se�uti-lizó�el�paquete� estadístico�SPSS� (IBM�SPSS�versión�19)�para� llevar� a� cabo�el� análisis� es-tadístico� de� los� datos.� Para� ello,� fue� necesa-ria�la�estandarización�previa�de�las�variables,�aplicando� el� criterio� de� las� puntuaciones� z�(variables� con� µ=0� y� σ=1).� Para� realizar� el�análisis�estadístico�de� los�datos�se�realizó�un�análisis� de� segmentación� jerárquica.� Se� trata�de� un�método� estadístico� que� se� engloba� en�los� denominados� análisis� de� conglomerados�(cluster analysis).�Este�análisis�es�una�técnica�estadística�de�análisis�multivariante�de�clasifi-cación�automática�de�datos,�cuyo�objetivo�es�dividir�un�conjunto�de�variables�en�diferentes�grupos� denominados� conglomerados� o� clus-ters (Pérez,� 2004).� El� principio� que� sigue� la�división�es�la�minimización�de�la�distancia�en-tre�las�variables�del�mismo�grupo;�y�la�maxi-mización�de�la�distancia�entre�las�variables�de�un�grupo�y�el�resto�de�grupos.�En�este�estudio,�se� empleó� la� distancia� euclídea� al� cuadrado�(cuadrado�de� la� raíz� cuadrada�de� la� suma�de�

los�cuadrados�de�las�diferencias�entre�los�valo-res�de�las�variables).�Se�utilizaron�algoritmos�jerárquicos�asociativos�como�técnica�de�agru-pación,�puesto�que�el�número�de�variables�ini-ciales�era�menor�de�200�(Martín�et al.,�2015).�En�concreto,�se�utilizó�el�método�de�Ward,�que�minimiza�la�variabilidad�de�los�elementos�de�un�mismo�grupo.�La�salida�gráfica�del�análisis�de�segmentación�jerárquica�se�denomina�den-drograma.�En�éste�se�puede�apreciar�cómo,�al�comienzo�del�proceso�jerárquico,�se�tienen�en�cuenta�tantos�clusters�como�variables�iniciales�y,� conforme� el� proceso� avanza,� las� variables�van�agrupándose�en�clusters�de�mayor� tama-ño� hasta� que,� finalmente,� todas� las� variables�constituyen�un�mismo�cluster.�De� las�81�va-riables� caracterizadas� inicialmente� se�mantu-vieron�55,�habiéndose�eliminado�aquéllas�que�presentaban� un� coeficiente� de� correlación� de�Pearson�entre�0�y�0,1�en�términos�absolutos�y�una�significación�superior�a�0,05.

RESULTADOS

El� resultado�del�análisis�de�segmentación�jerárquica� se� muestra� en� la� Figura� 2.� En� el�dendrograma�se�diferencian�5�grupos�de�varia-bles,�constituyendo�un�nivel�de�desagregación�adecuado�para�este�caso�teniendo�en�cuenta�la�relación� entre� las�variables� iniciales�y� el� nú-mero�de�grupos�identificados.

El�primer�grupo�de�variables,�denominado�exposición� colectiva,� está� compuesto� por� el�número�de� camas�de�hospital,� personal� sani-tario,� población� total,� escuelas� de� educación�infantil�y�primaria,�escuelas�de�educación�se-cundaria,� alojamientos� turísticos,� guarderías,�centros� de� salud,� residencias� para� personas�mayores�y�zonas�aptas�para�la�evacuación.�Es-tas� variables� tienen� en� común�que� son� gran-des�zonas�que�pueden�estar�ocupadas�por�un�elevado�número�de�personas�en�un�momento�determinado,�personas�que�además�requerirían�de�ayuda�ante�la�ocurrencia�de�un�desastre,�ya�sea�porque�son�demasiado�jóvenes�y�no�tienen�

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experiencia�previa,�por�ser�personas�mayores�con�ciertas�dificultades�de�movilidad,�o�por�es-tar� enfermos.� El� segundo� grupo� contiene� las�variables�viviendas�en�buen�estado,�viviendas�con�dos�o�más�plantas�sobre�rasante,�renta�per cápita,� viviendas� principales,� superficie� total�construida�bajo�rasante,�población�por�área�de�asentamiento,�deuda�municipal�por�habitante,�discapacitados,� campings,� número� de� perso-nas�que�trabajan�en�el�municipio�de�residencia�y�viviendas�con�alguna�planta�bajo�rasante�y/o�una� planta� sobre� rasante.�Este� segundo�clus-ter,� denominado� desarrollo� económico� e� in-mobiliario,�está�relacionado�con�el�desarrollo�económico� del� municipio� y� sus� característi-cas�constructivas.�Estas�variables�poseen�una�gran� importancia,� dado� que� dan� una� idea� de�la� necesidad� y� la� capacidad�de� inversión� del�municipio�en�medidas�de�mitigación�del�daño.�El� tercer� cluster,� denominado� demografía� y�situación� laboral,� se� compone� por� diferentes�grupos� de� edad�de� la� población� (0-4,� 5-14�y�15-64�años)�y�sus�correspondientes�proyeccio-nes�de�población�para�2025,�tipo�de�atención�médica,� extranjeros,� parados� de� larga� dura-ción,�tasa�de�paro,�nuevos�residentes,�número�de�personas�que�poseen�algún�tipo�de�estudios�y�viviendas�no�accesibles.�Este�grupo�contiene�variables� relacionadas� con� la� vulnerabilidad�individual,�ya�sea�por� la�propia� fragilidad�de�ciertos�grupos�de�edad,�o�por� la�posible�falta�de�inversión�en�protección�del�hogar�frente�a�eventos�extremos,�que�puede�estar�relacionada�con�un�conocimiento�insuficiente�del�riesgo�de�inundación�existente.�El�cuarto�grupo�contiene�variables�relacionas�con�la�dependencia,�como�personas�mayores�de�65�años�y�su�correspon-diente�proyección�de�población�para�2025,�vi-viendas�en�las�que�reside�una�o�más�personas�mayores�de�65�años,�tasas�de�dependencia�en�hombres�y�mujeres,�viviendas�en�las�que�no�re-side�ningún�desempleado�o�inactivo,�viviendas�en�las�que�no�reside�ningún�ocupado,�analfa-betos,�área�construida�por�área�sin�desarrollar�y�año�medio�de�antigüedad�de� las�viviendas.�

Los� municipios� de� interés� identificados� sue-len�poseer�una�población�muy�envejecida,�por�lo�que�este�cluster�debe�ser� tenido�en�cuenta�por� los�servicios� locales�de�Protección�Civil.�Por�último,�el�quinto�grupo�es�el�más�hetero-géneo,�con�variables�como�las�posibles�inter-secciones� entre� las� vías� de� evacuación� y� los�ríos,�viviendas�en�mal�estado�de�conservación,�presupuesto�destinado�al�municipio�por�habi-tante,�superficie�total�construida�sobre�rasante,�viviendas�secundarias,�gasto�total�por�habitan-te,�superficie�útil�media�de�las�viviendas�y�la�distancia� y� el� tiempo� al� hospital� y� centro� de�salud�más�cercano�al�núcleo�de�población.�En�este� cluster� no� hay� una� predominancia� clara�de�unas�variables�sobre�otras,�aunque�éstas�no�pueden�ser�descartadas�dado�que�poseen�altas�correlaciones�con�el�resto�de�variables.

DISCUSIÓN

La�identificación�de�perfiles�de�vulnerabili-dad�proporciona�información�muy�valiosa�para�la�gestión�del�riesgo�de�inundación.�En�este�tra-bajo�se�ha�analizado�un�conjunto�de�variables�(sociales,� económicas,� sanitarias,� relacionadas�con� las� infraestructuras,� las� viviendas,� etc.)�consideradas�explicativas�de� la�vulnerabilidad�social�en�el�contexto�de�la�región�de�Castilla�y�León.�El�objetivo�era� la� identificación�de�per-files�de�vulnerabilidad,�lo�cual�ha�sido�posible�gracias� al� análisis� de� segmentación� jerárqui-ca,�que�ha�permitido�diferenciar�cinco�grupos.�Aunque� las� variables� consideradas� varían� en-tre� los� diferentes� estudios� publicados,� hay� un�consenso�general� sobre�qué�variables� son� im-portantes�a� la�hora�de�caracterizar� la�vulnera-bilidad,�como�son�la�edad,�el�género�y�el�esta-tus�socioeconómico,�entre�otras� (Cutter�et al.,�2003).�Las�variables�recopiladas�se�organizaron�en�bloques�de�información,�tratando�que�éstas�reflejaran�diferentes�matices�de� la�vulnerabili-dad�social.�El�dendrograma�final�obtenido�pue-de� considerarse� un� resultado� satisfactorio,� ya�que� los� grupos� identificados� son� homogéneos�

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en�número�de�variables�y�éstos�muestran�ade-más�coherencia�interna�en�base�a�las�variables�agrupadas.� La� práctica� totalidad� de� variables�consideradas�explicativas�de� la�vulnerabilidad�social� según� la�bibliografía� consultada� se�han�incluido�en�este� estudio.�Además,� los� clusters�obtenidos� comparten� similitudes� con� los� fac-tores�de�vulnerabilidad�caracterizados�en�otros�artículos�ya�publicados.�

La� principal� limitación� presentada� en� el�proceso�de�recolección�de�datos�ha�sido�la�nega-tiva,�por�parte�de�algunos�organismos�públicos,�de�facilitar�cierta�información�solicitada�debido�a� la� legislación� de� protección� de� datos,� espe-cialmente�cuando�la�unidad�de�estudio�elegida�era�pequeña.�En�cuanto�al�tratamiento�estadís-tico�de� los�datos,�cabe�mencionar�que�el�aná-lisis�de�segmentación�jerárquica�es�un�método�estadístico�descriptivo�que�se�emplea�como�téc-nica� exploratoria�de�datos� (Pérez,� 2004);� esto�es,�este�análisis�es�capaz�de�diferenciar�grupos�dentro�de�un�conjunto�de�datos,�pero�el�porcen-taje�de�varianza�explicada�por�cada�uno�de�ellos�es�desconocido.�A�pesar�de�las�limitaciones�de�esta�investigación,�no�se�puede�obviar�que�es�el�primer�trabajo�en�España�que�identifica�perfiles�de�vulnerabilidad� social� en� el� contexto�de� las�avenidas� súbitas.� Históricamente,� los� análisis�del�riesgo�de�inundación�que�se�han�llevado�a�cabo�en�nuestro�país�se�han�centrado�en�la�ca-racterización� de� la� peligrosidad,� descuidando�el�componente�social�del�riesgo.�De�hecho,� la�mayor�parte�de�los�planes�de�gestión�del�riesgo�elaborados�por�las�demarcaciones�hidrográficas�bajo�las�exigencias�del�Real�Decreto�903/2010�de�Evaluación�y�Gestión�de�Riesgos�de� Inun-dación,� siguen� sin� abordar� adecuadamente�este�aspecto,�empleando�la�población�expuesta�como� estimador� de� la� vulnerabilidad� (Perles,�2010),�lo�cual�puede�deberse�a�la�propia�impre-cisión�de�dicha�legislación.�Por�ello,�esta�inves-tigación� supone�un� avance� en� relación� con� el�análisis�de�la�vulnerabilidad�y,�por�ende,�en�la�gestión�del�riesgo�por�inundación.


mayores de 65 años, tasas de dependencia en hombres y mujeres, viviendas en las que no reside ningún desempleado o inactivo, viviendas en las que no reside ningún ocupado, analfabetos, área construida por área sin desarrollar y año medio de antigüedad de las viviendas. Los municipios de interés identificados suelen poseer una población muy envejecida, por lo que este cluster debe ser tenido en cuenta por los servicios locales de Protección Civil. Por último, el quinto grupo es el más heterogéneo, con variables como las posibles intersecciones entre las vías de evacuación y los ríos, viviendas en mal estado de conservación, presupuesto destinado al municipio por habitante, superficie total construida sobre rasante, viviendas secundarias, gasto total por habitante, superficie útil media de las viviendas y la distancia y el tiempo al hospital y centro de salud más cercano al núcleo de población. En este cluster no hay una predominancia clara de unas variables sobre otras, aunque éstas no pueden ser descartadas dado que poseen altas correlaciones con el resto de variables. DISCUSIÓN

La identificación de perfiles de vulnerabilidad proporciona información muy valiosa para la gestión del riesgo de inundación. En este trabajo se ha analizado un conjunto de variables (sociales, económicas, sanitarias, relacionadas con las infraestructuras, las viviendas, etc.) consideradas explicativas de la vulnerabilidad social en el contexto de la región de Castilla y León. El objetivo era la identificación de perfiles de vulnerabilidad, lo cual ha sido posible gracias al análisis de segmentación jerárquica, que ha permitido diferenciar cinco grupos. Aunque las variables consideradas varían entre los diferentes estudios publicados, hay un consenso general sobre qué variables son importantes a la hora de caracterizar la vulnerabilidad, como son la edad, el género y el estatus socioeconómico, entre otras (Cutter et al., 2003). Las variables recopiladas se organizaron en bloques de información, tratando que éstas reflejaran diferentes matices de la vulnerabilidad social. El dendrograma final obtenido puede considerarse un resultado satisfactorio, ya que los grupos identificados son homogéneos en número de variables y éstos muestran además coherencia interna en base a las variables agrupadas. La práctica totalidad de variables consideradas explicativas de la vulnerabilidad social según la bibliografía consultada se han incluido en este estudio. Además, los clusters obtenidos comparten similitudes con los factores de vulnerabilidad caracterizados en otros artículos ya publicados.

La principal limitación presentada en el proceso de recolección de datos ha sido la negativa, por parte de algunos organismos públicos, de facilitar cierta información solicitada debido a la legislación de protección de datos, especialmente cuando la unidad de estudio elegida era pequeña. En cuanto al tratamiento estadístico de los datos, cabe mencionar que el análisis de segmentación jerárquica es un método estadístico descriptivo que se emplea como técnica exploratoria de datos (Pérez, 2004); esto es, este análisis es capaz de

FIGURA 2. Dendrograma resultante del análisis de Segmentación Jerárquica de la base de datos. Cada cuadrado se corresponde con un grupo o cluster.

FIGURA�2. Dendrograma resultante del análisis de Seg-mentación Jerárquica de la base de datos. Cada cuadra-do se corresponde con un grupo o cluster

CONCLUSIONES

La� gestión� del� riesgo� por� inundación� en�sentido�holístico�requiere�una�correcta�caracte-rización�del�componente�de�vulnerabilidad,�que�se�apoya�a�su�vez�en�un�análisis�exhaustivo�de�aquellas�características�que� la�expliquen.�Esta�descripción�es�aún�más�importante�cuando�nos�

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referimos�a�avenidas� súbitas,�ya�que� son�pro-cesos�muy�complejos�que�se�desarrollan�en�un�corto�período�de�tiempo�y�que�pueden�producir�un�número�elevado�de�víctimas.�Esta�investiga-ción�propone�un�nuevo�enfoque�metodológico�relacionado�con�el�análisis�de�la�vulnerabilidad�social�en�el�contexto�de�Castilla�y�León,�cuyos�resultados�pueden�ser�mejorados�en�un�futuro.�La�caracterización�de�perfiles�de�vulnerabilidad�puede�resultar�en�una�monitorización�local�o�re-gional�de�aquellas�variables�explicativas�de�la�vulnerabilidad�social.�Así,�el�procedimiento�de�toma�de�decisiones�al�que�se�enfrentan�los�orga-nismos�con�competencias�en�materia�de�gestión�del�riesgo�se�verá�facilitado�en�parte.�Finalmen-te,�una�mejor�caracterización�de�la�vulnerabili-dad�es�clave�para�el�aumento�de�la�resiliencia,�objetivo�principal�de�la�EIRD.�Así,�es�necesario�plantear� un� cambio� para� invertir� la� tendencia�actual�de�aplicación�de�medidas�preventivas�de�corte�estructural�hacia�el�diseño�de�medidas�no�estructurales,� como� la� ordenación� del� territo-rio�o�la�educación�en�el�riesgo,�las�cuales�están�consideradas�como�menos�costosas�y�cuyo�uso�conjunto�con�las�medidas�preventivas�estructu-rales�ya�existentes�aumentarían�su�efectividad.

AGRADECIMIENTOS

Este�trabajo�ha�sido�financiado�por�el�pro-yecto�de�investigación�MARCoNI�(CGL2013-42728-R).�

REFERENCIAS

Bodoque,� J.M.,� Díez-Herrero,� A.,� Eguibar,�M.A.,� Benito,� G.,� Ruiz-Villanueva,� V.� y�Ballesteros,� J.A.� 2015.�Challenges� in� pa-leoflood�hydrology�applied�to�risk�analysis�in�mountainous�watersheds� -� a� review.�J. Hydrol.,�529(2),�449-467.

Cutter,�S.L.,�Boruff,�B.J.�y�Shirley,�W.L.�2003.�Social�Vulnerability�to�Environmental�Ha-zards.�Soc. Sci. Quart.,�84(2),�242-261.

Díez-Herrero,�A.,�Garrote,�J.,�Baíllo,�R.,�Laín,�L.,�Mancebo,�M.J.�y�Pérez,�F.�2008.�Aná-lisis�del�riesgo�de� inundación�para�planes�autonómicos�de�protección�civil:�RICAM.�En:�Galindo,� I.,� Laín,� L.,� y� Llorente,�M.�(Eds.).�El�estudio�y�la�gestión�de�los�ries-gos� geológicos.� IGME,� Madrid.� Riesgos Geológicos,�12,�53-70.

Díez-Herrero,� A.,� Llorente,� M.,� Ballesteros,�J.A.�y�Ruíz-�Villanueva,�V.�2009.�Riesgos�por�avenidas�e�inundaciones�fluviales.�Re-vista de la Asociación Española para la Enseñanza de las Ciencias de la Tierra,�17(3),�254-263.

Fekete,�A.�2009.�Validation�of�a�social�vulne-rability�index�in�context�to�river-floods�in�Germany.�Natural Hazards and Earth Sys-tem Sciences,�9,�393-403.

Koks,�E.E.,�Jongman,�B.,�Husby,�T.G.�y�Bot-zen,�W.J.W.�2015.�Combining�hazard,�ex-posure�and�vulnerability�to�provide�lessons�for�flood�risk�management.�Environmental Science and Policy,�47,�42-52.

Martín,� P.J.,� Lafuente,�M.� y�Faura,�U.� 2015.�Guía Práctica de Estadística Aplicada a la Empresa y al Marketing.�Ed.�Paraninfo,�Madrid,�180pp.

Pérez,�C.�2004.�Técnicas de Análisis Multiva-riante de Datos. Aplicaciones con SPSS.�Pearson�Prentice�Hall,�Madrid,�417-435.

Pérez,�A.,�Navarro,�F.�y�Álvarez,�Y.�2016.�Pro-puesta� metodológica� para� la� evaluación�de�la�vulnerabilidad�social�en�poblaciones�afectadas�por�el�peligro�de�inundación:�el�caso�de�Águilas�(Murcia,�sureste�ibérico).�Documents d’Anàlisi Geogràfica,� 62(1),�133-159.�

Perles,�M.J.�2010.�Apuntes�para�la�evaluación�de�la�vulnerabilidad�social�frente�al�riesgo�de�inundación.�Baética,�32,�67-87.

Terti,�G.,�Ruin,�I.,�Anquetin,�S.�y�Gourley,�J.J.�2015.� Dynamic� vulnerability� factors� for�impact-based� flash� flood� prediction.�Nat. Hazards,79,�1481-1497.

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Registro de paleoinundaciones en el desfiladero de los Gaitanes y su implicación en la evaluación de la seguridad de las presas

del alto Guadalhorce (Málaga)

Palaeoflood record in the Gaitanes gorge and its value for dam safety analysis

G. Benito1, M.T. Rico2, Y. Sánchez-Moya3, A. Sopeña3, V. Thorndycraft4, A. Díez-Herrero5 y M.A. Perucha5

1 �Museo�Nacional�de�Ciencias�Naturales,�CSIC,�Madrid.�[email protected] �Instituto�Pirenaico�de�Ecología,�CSIC,�Zaragoza.3 �Instituto�de�Geociencias,�CSIC-Universidad�Complutense�de�Madrid,�Madrid4 �Royal�Holloway,�University�of�London,�London�(United�Kingdom),�[email protected] �Instituto�Geológico�y�Minero�de�España,�IGME,�Madrid�(España),�[email protected],�[email protected]

Resumen: Se�ha�reconstruido�el�registro�de�paleoinundaciones�del�río�Guadalhorce�y�los�resultados�se�discuten�como�valor�añadido�en�estudios�de�seguridad�de�presas.�Los�registros�sedimentarios�se�localizan�en�dos�tramos�del�Desfiladero�de�los�Gaitanes�(Ardales-Álora,�provincia�de�Málaga)�(1)�entre�la�presa�de�Gaitanejo�y�el�inicio�del�estrecho�del�Abrigo�de�Gaitanejo;�y�(2)�en�el�fondo�de�un�valle�en�artesa�denominado�El�Hoyo,�cerrado�por�una�cresta�vertical�de�calcarenitas�conocida�como�El�Chorro.�En�el�primer�tramo�se�han�realizado�cuatro�perfiles�estratigráficos,�identificando�cinco�eventos�de�inundación,�cuatro�de�los�cuales�han�ocurrido�en�los�últimos�615�años�(1303-1441�cal�AD).�En�El�Hoyo�se�ha�levantado�tres�perfiles�estratigráficos;�en�el�más�completo�(H1)�se�reconocen�once�eventos�de�inundación,�siete�de�los�cuales�corresponden�a�los�últimos�1500�años.�En�el�Hoyo,�los�caudales�mínimos�obtenidos�mediante�el�modelo�HEC-RAS�varían�entre�250�y� 960�m3s-1,�mientras� que� en�Gaitanejo� los� caudales� comprenden� entre� 2850�m3s-1� (nivel�estratigráfico�bajo),�y�2980�m3s-1�(nivel�superior).�El�caudal�asociado�a�una�placa�con�el�nivel�de�la�crecida�del�año�1949�se�estimó�en�2870�m3s-1.�Se�ha�realizado�un�ajuste�estadístico�combinando�la� información� de� aforos� y� de� paleoinundaciones� mediante� un� ajuste� con� una� distribución�LogPearson�tipo�III.�La�presa�de�la�Encantada�(año�1978),�localizada�aguas�abajo�de�la�zona�de�estudio,�está�dimensionada�para�una�avenida�de�diseño�de�2780�m3s-1,�que�según�el�proyecto�de�construcción� se� corresponde� con�una� recurrencia�media� de� 500� años;� aunque�de� acuerdo� con�nuestro�análisis�dicho�caudal�corresponde�a�un�periodo�de�retorno�de�150�años.�

Palabras clave:� Guadalhorce,� paleoinundaciones,� peligrosidad� de� inundaciones,� riesgos�naturales,�seguridad�de�presas.�

Abstract: A palaeoflood hydrology study was carried out in the Guadalhorce River and the results are discussed in the framework of dam safety assessment. Slackwater flood deposits are located in two reaches (1) between the Gaitanejo dam and the beginning of the Gaitanejo Shelter narrows; and (2) at the bottom of El Hoyo depression upstream of the limestone vertical ridge

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known as El Chorro. In the first reach, four stratigraphic profiles were described, identifying five flood events four of which have occurred in the last 615 years (1303-1441 cal AD). In the Hoyo, three stratigraphic profiles were described. In the most complete (H1) eleven flood units were recognized, seven of which correspond to the last 1500 years. In the Hoyo, palaeostages matched with a minimum flood discharge varying between 250 and 960 m3s-1 calculated by the HEC-RAS model, while in Gaitanejo discharges range between 2850 m3s-1 (lowest unit), and 2980 m3s-1 (uppermost unit). A discharge of 2870 m3s-1 matched with the 1949 flood marked on a plate in Gaitanejo site. A flood frequency analysis was carried out combining systematic (gauge station) and palaeoflood data fitted to a Log-Person type III distribution. The La Encantada Dam (1978) was built for a design flood of 500-years recurrence interval of 2780 m3s-1 which, according to our analysis, corresponds to a return period of 150 years.

Key words: dam safety, flood hazards, Guadalhorce, natural risks, palaeofloods.

INTRODUCCIÓN

Las� avenidas� súbitas� e� inundaciones� for-man� parte� del� régimen� hidrológico� medite-rráneo�y�su�estudio�resulta�crítico�en�el�dise-ño� de� las� presas� de� embalse.�El�Reglamento�Técnico�sobre�seguridad�de�Presas�y�Embalses�(MOPTMA,� 1996)� y� sus�modificaciones� del�Real�Decreto� 9/2008� describen� la� considera-ción�de�dos� tipos�de�avenida�para�el�proyec-to�y�construcción�de�las�presas.�Por�una�parte�la�Avenida�de�Proyecto,�o�avenida�máxima�a�tener� en� cuenta� para� un� adecuado� dimensio-namiento� de� los� órganos� de� desagüe� (verte-deras�de�superficie,�aliviaderos�y�desagües�de�fondo),� cuyo� periodo� de� retorno� será� mayor�o�igual�a�1000�años.�Por�otro,�la�Avenida�Ex-trema�o�avenida�máxima�que�una�presa�debe�soportar�sin�que�se�produzca�su�rotura,�se�con-sidera� asociada� como� mínimo� a� un� periodo�de�retorno�de�10.000�años�para� las�presas�de�materiales�sueltos,�y�de�5000�años�para�presas�de�fábrica.�En�ambos�casos,�la�estimación�de�los�caudales�de�avenida�se�basa�en� la�aplica-ción� de� técnicas� hidrológicas� fundamentadas�en�el�cálculo�hidrometeorológico�de�caudales,�y�el�análisis�estadístico�de�series�hidrológicas.�Como� novedad,� la� nueva�Norma�Técnica� de�Seguridad� para� el� proyecto� construcción� y�puesta�en�carga�de�presas�y�llenado�de�embal-ses� (borrador� de� julio� de� 2011)� incluye� que�

se� tendrán� en� cuenta� las� avenidas� históricas�para� la� determinación� de� la� probabilidad� de�excedencia.�Este� término�de�“avenidas�histó-ricas”� podría� extenderse� a� cualquier� evento�registrado�en�el�pasado,�cuya�magnitud�pueda�determinarse�mediante�metodologías�fiables�y�contrastadas.�En�este�caso,� la�normativa�per-mitiría�la�incorporación�de�nuevas�fuentes�de�datos�del�pasado�(paleoinundaciones�y�series�documentales)� extendiendo� hacia� el� pasado�el�periodo�de�registro�de�las�series�de�aforos.�Este�trabajo�aborda�el�estudio�de�la�hidrología�de�paleoinundaciones�en�el�río�Guadalhorce,�y�discute�el�valor�de�esta� información�para�ex-tender�el�registro�instrumental�hacia�el�pasado,�y�su�aplicación�para�apoyar�las�decisiones�para�la�explotación,�revisiones�de�seguridad�y�pues-ta�fuera�de�servicio�de�presas�y�embales.�

ZONA DE ESTUDIO

El� río�Guadalhorce� (166�km�de� longitud)�constituye�el�curso�más�importante�de�la�pro-vincia� de�Málaga.�Nace� al� pie� del� puerto� de�los�Alazores,� y� después� de� atravesar� las� sie-rras�del�Humilladero�y�de�Abdalajís�se�une�al�río�Guadalteba�que�llega�desde�la�serranía�de�Ronda.�En�el�sector�de�confluencia�entre�am-bos� ríos� se� emplaza� actualmente� la� presa� de�Guadalhorce-Guadalteba� (Fig.� 1).� Esta� presa�es�una�de�las�obras�básicas�del�sistema�hidráu-

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lico� de� las� cuencas� mediterráneas� andaluzas�de� la� antigua� ‘Confederación� Hidrográfica�del�Sur’,�que�necesita�regular�al�máximo�sus�caudales�fluviales.�Inmediatamente�aguas�aba-jo�de� la�presa� recibe� las� aguas�del� río�Turón�también�regulado�a�través�del�antiguo�embalse�del�Chorro,� hoy� conocido� como�embalse�del�Conde�de�Guadalhorce.

El�valle�del�río�Guadalhorce,�entre�los�em-balses�del�Guadalhorce-Guadalteba�(Ardales)�y�el�Salto�de�la�Encantada�(El�Chorro,�Álora),�se� excava� en� rocas� calcareníticas,� areniscas�y�margas�del�Cretácico�y�Jurásico,�y�conglo-merados�del�Mioceno,� formando�el�profundo�desfiladero�de�los�Gaitanes.�En�su�tramo�más�angosto,� conocido� como� Tajo� de� la� Encan-tada,� el� río� atraviesa� una� cresta� calcarenítica�formando� una� estrecha� abertura� de� 10�m� de�anchura�y�700�m�de�profundidad.�A�la�salida�del�desfiladero�se�construyó�en�los�años�70�el�contraembalse� del� Tajo� de� la� Encantada.� La�presa,�de�gravedad,�tiene�38�m�de�altura,�178�m�de�longitud�de�coronación�y�4.3�hm3�de�ca-pacidad.�Su�aliviadero�actualmente� recrecido�con�hormigón�hasta�la�cota�de�coronación�tie-ne�una�capacidad�de�2780�m3s-1.�


tipos de avenida para el proyecto y construcción de las presas. Por una parte la Avenida de Proyecto, o avenida máxima a tener en cuenta para un adecuado dimensionamiento de los órganos de desagüe (vertederas de superficie, aliviaderos y desagües de fondo), cuyo periodo de retorno será mayor o igual a 1000 años. Por otro, la Avenida Extrema o avenida máxima que una presa debe soportar sin que se produzca su rotura, se considera asociada como mínimo a un periodo de retorno de 10.000 años para las presas de materiales sueltos, y de 5000 años para presas de fábrica. En ambos casos, la estimación de los caudales de avenida se basa en la aplicación de técnicas hidrológicas fundamentadas en el cálculo hidrometeorológico de caudales, y el análisis estadístico de series hidrológicas. Como novedad, la nueva Norma Técnica de Seguridad para el proyecto construcción y puesta en carga de presas y llenado de embalses (borrador de julio de 2011) incluye que se tendrán en cuenta las avenidas históricas para la determinación de la probabilidad de excedencia. Este término de “avenidas históricas” podría extenderse a cualquier evento registrado en el pasado, cuya magnitud pueda determinarse mediante metodologías fiables y contrastadas. En este caso, la normativa permitiría la incorporación de nuevas fuentes de datos del pasado (paleoinundaciones y series documentales) extendiendo hacia el pasado el periodo de registro de las series de aforos. Este trabajo aborda el estudio de la hidrología de paleoinundaciones en el río Guadalhorce, y discute el valor de esta información para extender el registro instrumental hacia el pasado, y su aplicación para apoyar las decisiones para la explotación, revisiones de seguridad y puesta fuera de servicio de presas y embales.

ZONA DE ESTUDIO

El río Guadalhorce (166 km de longitud) constituye el curso más importante de la provincia de Málaga. Nace al pie del puerto de los Alazores, y después de atravesar las sierras del Humilladero y de Abdalajís se une al río Guadalteba que llega desde la serranía de Ronda. En el sector de confluencia entre ambos ríos se emplaza actualmente la presa de Guadalhorce-Guadalteba (Fig. 1). Esta presa es una de las obras básicas del sistema hidráulico de las cuencas mediterráneas andaluzas de la antigua ‘Confederación Hidrográfica del Sur’, que necesita regular al máximo sus caudales fluviales. Inmediatamente aguas abajo de la presa recibe las aguas del río Turón también regulado a través del antiguo embalse del Chorro, hoy conocido como embalse del Conde de Guadalhorce.

El valle del río Guadalhorce, entre los embalses del Guadalhorce-Guadalteba (Ardales) y el Salto de la Encantada (El Chorro, Álora), se excava en rocas calcareníticas, areniscas y margas del Cretácico y Jurásico, y conglomerados del Mioceno, formando el profundo desfiladero de los Gaitanes. En su tramo más angosto, conocido como Tajo de la Encantada, el río atraviesa una cresta calcarenítica formando una estrecha abertura de 10 m de anchura y 700 m de profundidad. A la salida del desfiladero se construyó en los años 70 el contraembalse del Tajo de la Encantada. La presa, de gravedad, tiene 38 m de altura, 178 m de longitud de coronación y 4.3 hm3 de capacidad. Su aliviadero actualmente recrecido con hormigón hasta la cota de coronación tiene una capacidad de 2780 m3s-1.

FIGURA 1. Localización de la zona de estudio.

El río Guadalhorce presenta un régimen mediterráneo torrencial. La distribución mensual de los caudales medios ofrece un máximo principal en primavera, especialmente para los meses de marzo y abril, y un segundo máximo, más suave, en invierno, en diciembre; con un mínimo estival más acusado en julio. La distribución de caudales máximos es muy similar a la de los caudales medios. Sin embargo, si consideramos las crecidas extraordinarias del río, estas se concentran en los meses de septiembre a enero. Aunque la cuenca del río Guadalhorce dispone de varias estaciones de aforo, su utilidad para la estimación de crecidas de gran magnitud es muy poco fiable, dado que la mayor parte de estas series son muy discontinuas, pocas presentan datos de caudal

FIGURA�1.�Localización de la zona de estudio

El� río� Guadalhorce� presenta� un� régimen�mediterráneo� torrencial.� La� distribución�men-sual�de�los�caudales�medios�ofrece�un�máximo�principal�en�primavera,�especialmente�para�los�meses�de�marzo�y�abril,�y�un�segundo�máximo,�más�suave,�en� invierno,�en�diciembre;�con�un�mínimo�estival�más�acusado�en�julio.�La�distri-bución�de�caudales�máximos�es�muy�similar�a�la�de�los�caudales�medios.�Sin�embargo,�si�con-sideramos� las�crecidas�extraordinarias�del� río,�estas�se�concentran�en�los�meses�de�septiembre�a�enero.�Aunque�la�cuenca�del�río�Guadalhorce�dispone� de� varias� estaciones� de� aforo,� su� uti-lidad� para� la� estimación� de� crecidas� de� gran�magnitud�es�muy�poco�fiable,�dado�que�la�ma-yor�parte�de�estas�series�son�muy�discontinuas,�pocas�presentan�datos�de�caudal�instantáneo�y,�además,�están�afectadas�por�la�influencia�de�los�embalses�presentes�en�la�cuenca.

Durante� los� eventos� de� inundación,� las�secciones�más�angostas�controlan�hidráulica-mente� el� flujo� y� favorecen� la� acumulación�y�preservación� de� los� depósitos� de� inundación�en�posiciones�altimétricas�elevadas,�constitu-yendo�un�indicador�preciso�del�nivel�mínimo�alcanzado� por� el� agua.� Se� han� identificado�depósitos�de�remanso�asociados�a�las�inunda-ciones�en�dos�tramos�(1)�entre�la�presa�de�Gai-tanejo�y� el� inicio�del� estrecho�del�Abrigo�de�Gaitanejo;�y�(2)�aguas�abajo,�en�el�fondo�de�un�valle�en�artesa�denominado�El�Hoyo�y�que�se�encuentra�cerrado�por�calizas�y�dolomías�jurá-sicas�verticales�que�conforman�el�denominado�desfiladero�de�los�Gaitanes�(Fig.�1).

METODOLOGÍA

En� un� estadio� inicial,� se� realizó� una� car-tografía� geomorfológica� apoyada� con� una�inspección� en� campo� para� localizar� los� tra-mos� con� depósitos� de� remanso� asociados� a�inundaciones.�En�los�tramos�seleccionados�se�realizaron�catas�para�el�levantamiento�de�per-files� estratigráficos�de� los�depósitos�de� inun-

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dación�(arenas�y�limos)�y�la�interpretación�de�las� secuencias� (Benito� et al.,� 2003),� la� toma�de�muestras�y�la�datación�de�restos�orgánicos�mediante� radiocarbono.� Igualmente,� se� re-copiló� la� información� de� avenidas� históricas�disponibles�en�la� literatura.�En�los� tramos�de�estudio� seleccionados� se� levantaron� perfiles�topográficos� mediante� GPS� diferencial.� Los�cálculos� hidráulicos� de� las� paleocrecidas� se�realizan�utilizando�el�modelo�unidimensional�HEC-RAS� (Hydrologic� Engineering� Center,�2000),� tomando� como� indicadores� de� eleva-ción�mínima�del�agua�durante�el�caudal�punta�la�altura�de�los�depósitos�de�avenida�a�lo�largo�del�tramo�fluvial,�así�como�las�referencias�his-tóricas�existentes.�En�el�análisis�de�la�frecuen-cia� se� combinaron� los� datos� instrumentales,�crecidas�históricas�y�paleocrecidas�utilizando�el�programa�MAX�que�utiliza� los�algoritmos�de�Máxima�Verosimilitud�(Cohn�y�Stedinger,�1987).� En� este� estudio� los� datos� presentaron�su�mejor�ajuste�a�una�distribución�de�tipo�Log�Pearson� III,�permitiendo� la�determinación�de�los�caudales�asociados�a�crecidas�altos�perio-dos� de� retorno� (1000,� 5000� y� 10.000� años)�requeridos�en�proyectos�de�análisis�de�riesgos�de�infraestructuras�sensibles�y�la�seguridad�de�presas.�

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

La�recopilación�de�la�información�sobre�las�avenidas�históricas�en�la�cuenca�del�Guadalhorce�procede�fundamentalmente�de�fuentes�bibliográ-ficas.�Las�fuentes�documentales�directas�se�cen-tran� habitualmente� en� poblaciones� importantes�que�atraviesan�los�ríos�objeto�de�estudio�durante�su�recorrido�y,�en�especial,�en�aquellas�con�sig-nificación�histórica�ya�que�en�estas�poblaciones�suelen�centralizarse�los�archivos�históricos�más�relevantes�para�la�comarca�o�región�en�relación�con�los�ríos�y�los�eventos�meteorológicos�rele-vantes.� En� el� caso� del�Guadalhorce� las� pobla-ciones�más�importantes�de�la�cuenca�son�Alora�y�Málaga,�origen�de�la�mayor�parte�de�la�infor-

mación.�Dentro�de�la�zona�de�estudio,�la�infor-mación�histórica�disponible� es� reciente�y� tiene�relación�con�los�trabajos�de�construcción�de�las�infraestructuras�hidráulicas�y�ferroviarias.�

El�desfiladero�de�los�Gaitanes�y�las�presas�del�Chorro�y�Gaitanejos�han�tenido�una�cierta�relevancia� histórica� a� lo� largo� del� siglo�XX.�Varios�trabajos�recogen�la�historia�de�la�zona�y�el�desarrollo�de�la�explotación�del�agua�en�la�provincia�de�Málaga�durante�el�siglo�pasado.�Para�la�obtención�de�la�información�histórica�se�ha�utilizado�las�siguientes�fuentes:�Alarcón�de�Porras�(2000),�Cantalejo�(1995),�Durán�et al.� (1995),� Lara�Centella� (2002)� y� las� fichas�de� inundaciones�históricas� (Comisión�Nacio-nal�de�Protección�Civil,�1985).�Las�principa-les�inundaciones�registradas�en�la�bibliografía�corresponden� a� los� años:� 1907,� 1914,� 1941,�1949,�1969,�1970,�1977,�1978,�1979�y�1989.�

A�la�entrada�del�desfiladero�de�los�Gaitanes,�y�aguas�abajo�de�la�presa�del�embalse�de�Gaita-nejos,�existen�dos�placas�con�indicación�de�cota�máxima�para�las�crecidas�de�1941�y�1949.�Estas�placas�están� localizadas�en�uno�de� los� tramos�con�depósitos�de�crecida�que�han�sido�estudia-dos,� lo�que�ha�permitido�estimar� los�caudales�punta�asociados�a�estas�crecidas�y�compararlos�con� los� obtenidos� para� los� niveles� de� crecida�identificados� en� los� sedimentos.�Los� caudales�obtenidos�son�de�740�m3s-1�y�2870�m3s-1�para�la�altura�indicada�por�las�placas�para�las�crecidas�de�1941�y�1949,�respectivamente.

Dentro�del�tramo�del�Guadalhorce�conoci-do�como�el�desfiladero�de�los�Gaitanes�se�han�localizado� dos� zonas� con� acumulaciones� de�sedimentos� asociados� a� crecidas.� La� primera�zona,� sector�de�Gaitanejo,� está�ubicada� inme-diatamente� aguas� arriba� del� estrechamiento�(Fig.�1).� En� el� primer� tramo� se� han� realizado�cuatro�perfiles�estratigráficos�que�se�han�deno-minado�GH1,�GH2,�GH3�y�GH4,�y� se� sitúan�próximos�a�las�dos�placas,�anteriormente�cita-das,�con�la�referencia�de�la�altura�alcanzada�por�

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las�crecidas�de�1941�y�1949.�El�perfil�estratigrá-fico�más�completo�corresponde�al�GH1,�donde�se�identifican�cinco�eventos�de�crecida,�cuatro�de�los�cuales�ocurrieron�en�los�últimos�615�años�(1303-1441�cal�AD)�de�acuerdo�con�las�datacio-nes�de�radiocarbono.�El�nivel�superior�presenta�características�físicas,�grado�de�alteración,�tex-tura,�y�potencia�que�sugiere�su�depósito�duran-te� la� avenida� de� 1949.�El� segundo� tramo� con�depósitos� está� situado� en� el� paraje� conocido�como�el�Hoyo�de�los�Naranjos�(Fig.�1)�donde�se�han�levantado�tres�perfiles�estratigráficos�a�los�que�se�ha�dado�el�nombre�de�H1,�H2�y�AD.�En�perfil�H1�presenta�un�registro�de�once�eventos�de�inundación,�siete�de�los�cuales�corresponden�a� los� últimos� 1500� años� (Fig.2).� El� perfil�H2�comprende�arenas�finas�correspondientes�a�tres�niveles�de�inundación,�dos�de�ellos�con�edades�calibradas� entre� 1305�y� 1633�AD,� que� se� en-cuentran�cubiertos�por�depósitos�de�ladera.�


con las dataciones de radiocarbono. El nivel superior presenta características físicas, grado de alteración, textura, y potencia que sugiere su depósito durante la avenida de 1949. El segundo tramo con depósitos está situado en el paraje conocido como el Hoyo de los Naranjos (Fig. 1) donde se han levantado tres perfiles estratigráficos a los que se ha dado el nombre de H1, H2 y AD. En perfil H1 presenta un registro de once eventos de inundación, siete de los cuales corresponden a los últimos 1500 años (Fig.2). El perfil H2 comprende arenas finas correspondientes a tres niveles de inundación, dos de ellos con edades calibradas entre 1305 y 1633 AD, que se encuentran cubiertos por depósitos de ladera.

FIGURA 2. Detalle de la estratigrafía correspondiente al perfil H1 en el Hoyo de los Naranjos.

Se ha realizado un levantamiento topográfico de detalle mediante receptor GPS que incluye 11 secciones a lo largo de un tramo de 170 m para el sector de Gaitanejos, y de 14 secciones en un tramo de 500 m para el sector del Hoyo. La reconstrucción de caudales a partir de los sedimentos requiere tomar con la mayor precisión posible la altura relativa de los niveles de crecida identificados en los sedimentos. Para cada una de las zonas estudiadas, al mismo tiempo que se realizaba el levantamiento topográfico, se ha tomado la altura correspondiente a los niveles estratigráficos más relevantes de cada una de las columnas. De igual

forma se tomaron en Gaitanejos las alturas exactas de las marcas de referencia de las placas correspondientes a las crecidas de 1941 y 1949.

Los dos tramos estudiados están situados aguas arriba de un fuerte estrechamiento que ha sido utilizado como condición de contorno de flujo crítico en el modelo hidráulico. El modelo hidráulico se ha implementado asumiendo condiciones de flujo subcrítico. Los valores del coeficiente de rugosidad de Manning utilizados varían entre 0.03 y 0.04. Los coeficientes de contracción y expansión aplicados son 0.1 y 0.3, respectivamente. En la zona del Hoyo de los Naranjos, los caudales obtenidos mediante el modelo HEC-RAS comprenden entre 250 y 960 m3s-1. En la zona de Gaitanejos, los caudales obtenidos para el perfil GH1 varían entre 2850 m3s-1 para el nivel más bajo de la secuencia y 2980 m3s-1 para el nivel superior. El caudal asociado a la placa de la crecida de 1949 es de 2870 m3s-1.

El análisis de frecuencias se ha realizado sobre una serie de caudales de inundación obtenida de la combinación de las series instrumentales de aforos (datos sistemáticos) y los datos de caudal reconstruidos de las marcas de agua (placas históricas) y de los niveles de crecida identificados en los sedimentos (datos no sistemáticos). De las estaciones de aforos disponibles, se ha utilizado la estación 6002, ubicada en El Chorro, que es la más próxima a las zonas de estudio y, al mismo tiempo, la más completa (43 años con dato de Qc). Sin embargo, se trata de una serie muy discontinua que comienza en 1911, habiéndose completado parcialmente utilizando datos de estaciones próximas. El contraste por dobles acumulaciones entre esta serie y la de las estaciones próximas es deficiente debido a la regulación de los picos de inundación por los embalses. La única estación que ofrece buena correlación es la estación 6019 para el periodo previo a 1952.

Posteriormente, se han contrastado los datos de la serie instrumental con la información procedente del registro histórico, lo que ha permitido detectar varias inconsistencias entre ambas. Teniendo en cuenta los resultados obtenidos se han desestimado algunas referencias históricas que no ofrecían suficientes garantías y no estaban reflejadas en las series de aforos, se han modificado los caudales reconstruidos para 1941 y 1949, y se ha añadido el dato de la crecida de 1907 que según Lara Centella (2002) inundó la central hidroeléctrica del Chorro (> 600 m3s-1). A esta información se han añadido los datos de caudal estimados para las alturas de los niveles registrados en los sedimentos de paleoinundaciones, en particular

FIGURA�2.�Detalle de la estratigrafía correspondiente al perfil H1 en el Hoyo de los Naranjos

Se�ha�realizado�un�levantamiento�topográ-fico�de�detalle�mediante�receptor�GPS�que�in-cluye�11�secciones�a�lo�largo�de�un�tramo�de�170�m�para� el� sector� de�Gaitanejos,� y� de� 14�secciones�en�un�tramo�de�500�m�para�el�sec-tor� del�Hoyo.�La� reconstrucción� de� caudales�a�partir�de�los�sedimentos�requiere�tomar�con�la�mayor�precisión�posible�la�altura�relativa�de�los�niveles�de�crecida�identificados�en�los�sedi-mentos.�Para�cada�una�de�las�zonas�estudiadas,�al�mismo�tiempo�que�se�realizaba�el� levanta-miento� topográfico,� se� ha� tomado� la� altura�correspondiente� a� los� niveles� estratigráficos�más�relevantes�de�cada�una�de�las�columnas.�De�igual�forma�se�tomaron�en�Gaitanejos�las�alturas�exactas�de�las�marcas�de�referencia�de�las� placas� correspondientes� a� las� crecidas� de�1941�y�1949.

Los�dos� tramos�estudiados� están� situados�aguas�arriba�de�un�fuerte�estrechamiento�que�ha�sido�utilizado�como�condición�de�contorno�de�flujo�crítico�en�el�modelo�hidráulico.�El�mo-delo�hidráulico�se�ha�implementado�asumien-do�condiciones�de�flujo�subcrítico.�Los�valo-res� del� coeficiente� de� rugosidad�de�Manning�utilizados�varían�entre�0.03�y�0.04.�Los�coefi-cientes�de�contracción�y�expansión�aplicados�son�0.1�y�0.3,�respectivamente.�En�la�zona�del�Hoyo�de�los�Naranjos,�los�caudales�obtenidos�mediante� el� modelo� HEC-RAS� comprenden�entre�250�y�960�m3s-1.�En�la�zona�de�Gaitane-jos,�los�caudales�obtenidos�para�el�perfil�GH1�varían�entre�2850�m3s-1�para�el�nivel�más�bajo�de�la�secuencia�y�2980�m3s-1�para�el�nivel�supe-rior.�El�caudal�asociado�a�la�placa�de�la�crecida�de�1949�es�de�2870�m3s-1.

El� análisis�de� frecuencias� se�ha� realizado�sobre�una�serie�de�caudales�de�inundación�ob-tenida�de�la�combinación�de�las�series�instru-mentales�de�aforos�(datos�sistemáticos)�y� los�datos� de� caudal� reconstruidos� de� las�marcas�de�agua�(placas�históricas)�y�de�los�niveles�de�crecida�identificados�en�los�sedimentos�(datos�

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no�sistemáticos).�De� las�estaciones�de�aforos�disponibles,�se�ha�utilizado� la�estación�6002,�ubicada�en�El�Chorro,�que�es�la�más�próxima�a�las�zonas�de�estudio�y,�al�mismo�tiempo,�la�más�completa�(43�años�con�dato�de�Qc).�Sin�embargo,�se�trata�de�una�serie�muy�discontinua�que�comienza�en�1911,�habiéndose�completa-do�parcialmente�utilizando�datos�de�estaciones�próximas.�El�contraste�por�dobles�acumulacio-nes�entre�esta�serie�y�la�de�las�estaciones�próxi-mas�es�deficiente�debido�a�la�regulación�de�los�picos�de�inundación�por�los�embalses.�La�úni-ca�estación�que�ofrece�buena�correlación�es�la�estación�6019�para�el�periodo�previo�a�1952.�

Posteriormente,�se�han�contrastado�los�da-tos�de�la�serie�instrumental�con�la�información�procedente� del� registro� histórico,� lo� que� ha�permitido� detectar� varias� inconsistencias� en-tre�ambas.�Teniendo�en�cuenta� los� resultados�obtenidos� se� han� desestimado� algunas� refe-rencias�históricas�que�no�ofrecían� suficientes�garantías�y�no�estaban�reflejadas�en�las�series�de�aforos,�se�han�modificado�los�caudales�re-construidos�para�1941�y�1949,�y�se�ha�añadido�el�dato�de�la�crecida�de�1907�que�según�Lara�Centella�(2002)�inundó�la�central�hidroeléctri-ca�del�Chorro�(>�600�m3s-1).�A�esta�información�se�han�añadido�los�datos�de�caudal�estimados�para� las� alturas� de� los� niveles� registrados� en�los�sedimentos�de�paleoinundaciones,�en�par-ticular�centrada�en�el�perfil�GH1�de�Gaitanejos�que�aporta�la�información�hidrológica�cuanti-tativa�más�inequívoca.

La� serie� definitiva� de� caudales� está� for-mada�por�77�datos�(1906-1993),�de�los�cuales�65�corresponden�a�años�con�datos�exactos�de�caudal,�y�22�más�de�los�cuales�sólo�sabemos�que�han�superado�un�determinado�umbral,�si-tuado� en� 200�y� 600�m3s-1.�A� estos� datos� hay�que�añadir�la�información�del�registro�estrati-gráfico,�según�la�cual�en�los�últimos�615�años�se�ha�superado�cuatro�veces�un�caudal�de�2850�m3s-1,�el�último�de�los�cuales�corresponde�a�la�

crecida�de�1949.�La�figura�3�muestra�los�datos�introducidos�en�el�programa�MAX�de�análisis�de�frecuencia�de�crecidas.


centrada en el perfil GH1 de Gaitanejos que aporta la información hidrológica cuantitativa más inequívoca.

La serie definitiva de caudales está formada por 77 datos (1906-1993), de los cuales 65 corresponden a años con datos exactos de caudal, y 22 más de los cuales sólo sabemos que han superado un determinado umbral, situado en 200 y 600 m3s-1. A estos datos hay que añadir la información del registro estratigráfico, según la cual en los últimos 615 años se ha superado cuatro veces un caudal de 2850 m3s-1, el último de los cuales corresponde a la crecida de 1949. La figura 3 muestra los datos introducidos en el programa MAX de análisis de frecuencia de crecidas.

FIGURA 3. Representación gráfica de los datos de caudal introducidos en el programa MAX para el cálculo de frecuencia de crecidas en el río Guadalhorce.

Para realizar el análisis de frecuencia, la asignación de probabilidades se ha realizado aplicando la fórmula de Weibull y la estimación de los parámetros por el método de máxima verosimilitud (Stedinger y Cohn, 1986). El mejor ajuste se ha obtenido para una distribución de tipo Log Pearson de tres parámetros (LPIII) (Fig. 4). Los resultados obtenidos se representan en la tabla 1 que muestra los valores de caudal calculados considerando exclusivamente los datos procedentes de las estaciones de aforos y los datos de caudal obtenidos para la serie completa de datos sistemáticos y no sistemáticos. Para un periodo de retorno (T) de 1000 años y utilizando tan solo datos de aforos se obtiene una caudal de 2350 m3s-1, caudal que de acuerdo con el registro estratigráfico ha sido ampliamente superado, al menos 4 veces en los últimos 600 años.

En el campo de la ingeniería civil, la estimación de las crecidas de baja probabilidad resulta importante para el diseño de infraestructuras hidráulicas, particularmente las presas de embalse (Berga et al., 1998). En el entorno de la zona de estudio se localizan varios embalses, algunos de construcción antigua, cuyo diseño se determinó en base a datos de aforo y el

criterio y experiencia de los ingenieros. Aguas arriba se localiza el embalse de Conde de Guadalhorce, en la confluencia del río Turón con el Guadalhorce, construido en 1921, y posteriormente recrecido mediante el embalse de Guadalhorce-Guadalteba para llegar a una capacidad de 86 hm3. Dado que la zonas de estudio se localiza aguas abajo, y prácticamente en la cabecera de la presa de La Encantada, nos centraremos en contrastar nuestros resultados con los exigidos por la Norma Técnica para el dimensionamiento de los órganos de desagüe de esta presa.

FIGURA 4. Resultado del ajuste de los datos de crecidas del río Guadalhorce aplicando una distribución LPIII.

Periodo Retorno, años 100 500 1000 10000 Datos de aforos, Qci 1400 2045 2350 3400

Aforos+paleocrecidas, Q 2370 4000 4830 7430

Diseño del aliviadero, Q 2780

TABLA I. Caudales punta (Q en m3s-1) para diferentes periodos de retorno (1) usando sólo los datos de aforos, (2) combinando datos de aforos, históricos y estratigráficos. Debajo, caudal (Q en m3s-1) de diseño del aliviadero de la Presa de la Encantada, calculado para desaguar la crecida de 500 años de periodo de retorno.

El aliviadero de la presa de la Encantada, construida en 1978, está diseñado para evacuar una crecida de 2780 m3s-1 que, según los cálculos del proyecto, corresponde a la avenida de 500 años de periodo de retorno. De acuerdo a los resultados del análisis estadístico combinando datos de aforos y de paleoinundaciones, la crecida de diseño (T: 1000 años) se estima con un caudal pico de 4830 m3s-1 y la avenida máxima (T: 10.000 años) correspondería a 7430 m3s-1. Las dimensiones actuales del aliviadero de la presa de la Encantada (2780 m3s-1) no se corresponden con una avenida de recurrencia media de 500 años, como se

FIGURA�3.�Representación gráfica de los datos de caudal introducidos en el programa MAX para el cálculo de fre-cuencia de crecidas en el río Guadalhorce

Para� realizar� el� análisis� de� frecuencia,� la�asignación�de�probabilidades� se� ha� realizado�aplicando�la�fórmula�de�Weibull�y� la�estima-ción�de�los�parámetros�por�el�método�de�máxi-ma� verosimilitud� (Stedinger� y� Cohn,� 1986).�El�mejor� ajuste� se�ha�obtenido�para�una�dis-tribución�de�tipo�Log�Pearson�de�tres�paráme-tros�(LPIII)�(Fig.�4).�Los�resultados�obtenidos�se� representan� en� la� tabla� 1� que�muestra� los�valores� de� caudal� calculados� considerando�exclusivamente� los� datos� procedentes� de� las�estaciones�de�aforos�y�los�datos�de�caudal�ob-tenidos�para�la�serie�completa�de�datos�siste-máticos�y�no�sistemáticos.�Para�un�periodo�de�retorno�(T)�de�1000�años�y�utilizando�tan�solo�datos�de�aforos�se�obtiene�una�caudal�de�2350�m3s-1,�caudal�que�de�acuerdo�con�el�registro�es-tratigráfico�ha�sido�ampliamente�superado,�al�menos�4�veces�en�los�últimos�600�años.�

En�el�campo�de�la�ingeniería�civil,�la�esti-mación�de�las�crecidas�de�baja�probabilidad�re-sulta�importante�para�el�diseño�de�infraestruc-turas� hidráulicas,� particularmente� las� presas�de�embalse�(Berga�et al.,�1998).�En�el�entorno�de�la�zona�de�estudio�se�localizan�varios�em-balses,�algunos�de�construcción�antigua,�cuyo�diseño�se�determinó�en�base�a�datos�de�aforo�y� el� criterio� y� experiencia� de� los� ingenieros.�

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Aguas�arriba�se�localiza�el�embalse�de�Conde�de�Guadalhorce,�en�la�confluencia�del�río�Tu-rón�con�el�Guadalhorce,�construido�en�1921,�y�posteriormente�recrecido�mediante�el�embalse�de�Guadalhorce-Guadalteba�para�llegar�a�una�capacidad�de�86�hm3.�Dado�que�la�zonas�de�es-tudio�se�localiza�aguas�abajo,�y�prácticamente�en� la� cabecera� de� la� presa� de�La�Encantada,�nos�centraremos�en�contrastar�nuestros�resul-tados�con�los�exigidos�por�la�Norma�Técnica�para� el� dimensionamiento� de� los� órganos� de�desagüe�de�esta�presa.�


centrada en el perfil GH1 de Gaitanejos que aporta la información hidrológica cuantitativa más inequívoca.

La serie definitiva de caudales está formada por 77 datos (1906-1993), de los cuales 65 corresponden a años con datos exactos de caudal, y 22 más de los cuales sólo sabemos que han superado un determinado umbral, situado en 200 y 600 m3s-1. A estos datos hay que añadir la información del registro estratigráfico, según la cual en los últimos 615 años se ha superado cuatro veces un caudal de 2850 m3s-1, el último de los cuales corresponde a la crecida de 1949. La figura 3 muestra los datos introducidos en el programa MAX de análisis de frecuencia de crecidas.

FIGURA 3. Representación gráfica de los datos de caudal introducidos en el programa MAX para el cálculo de frecuencia de crecidas en el río Guadalhorce.

Para realizar el análisis de frecuencia, la asignación de probabilidades se ha realizado aplicando la fórmula de Weibull y la estimación de los parámetros por el método de máxima verosimilitud (Stedinger y Cohn, 1986). El mejor ajuste se ha obtenido para una distribución de tipo Log Pearson de tres parámetros (LPIII) (Fig. 4). Los resultados obtenidos se representan en la tabla 1 que muestra los valores de caudal calculados considerando exclusivamente los datos procedentes de las estaciones de aforos y los datos de caudal obtenidos para la serie completa de datos sistemáticos y no sistemáticos. Para un periodo de retorno (T) de 1000 años y utilizando tan solo datos de aforos se obtiene una caudal de 2350 m3s-1, caudal que de acuerdo con el registro estratigráfico ha sido ampliamente superado, al menos 4 veces en los últimos 600 años.

En el campo de la ingeniería civil, la estimación de las crecidas de baja probabilidad resulta importante para el diseño de infraestructuras hidráulicas, particularmente las presas de embalse (Berga et al., 1998). En el entorno de la zona de estudio se localizan varios embalses, algunos de construcción antigua, cuyo diseño se determinó en base a datos de aforo y el

criterio y experiencia de los ingenieros. Aguas arriba se localiza el embalse de Conde de Guadalhorce, en la confluencia del río Turón con el Guadalhorce, construido en 1921, y posteriormente recrecido mediante el embalse de Guadalhorce-Guadalteba para llegar a una capacidad de 86 hm3. Dado que la zonas de estudio se localiza aguas abajo, y prácticamente en la cabecera de la presa de La Encantada, nos centraremos en contrastar nuestros resultados con los exigidos por la Norma Técnica para el dimensionamiento de los órganos de desagüe de esta presa.

FIGURA 4. Resultado del ajuste de los datos de crecidas del río Guadalhorce aplicando una distribución LPIII.

Periodo Retorno, años 100 500 1000 10000 Datos de aforos, Qci 1400 2045 2350 3400

Aforos+paleocrecidas, Q 2370 4000 4830 7430

Diseño del aliviadero, Q 2780

TABLA I. Caudales punta (Q en m3s-1) para diferentes periodos de retorno (1) usando sólo los datos de aforos, (2) combinando datos de aforos, históricos y estratigráficos. Debajo, caudal (Q en m3s-1) de diseño del aliviadero de la Presa de la Encantada, calculado para desaguar la crecida de 500 años de periodo de retorno.

El aliviadero de la presa de la Encantada, construida en 1978, está diseñado para evacuar una crecida de 2780 m3s-1 que, según los cálculos del proyecto, corresponde a la avenida de 500 años de periodo de retorno. De acuerdo a los resultados del análisis estadístico combinando datos de aforos y de paleoinundaciones, la crecida de diseño (T: 1000 años) se estima con un caudal pico de 4830 m3s-1 y la avenida máxima (T: 10.000 años) correspondería a 7430 m3s-1. Las dimensiones actuales del aliviadero de la presa de la Encantada (2780 m3s-1) no se corresponden con una avenida de recurrencia media de 500 años, como se

FIGURA�4.�Resultado del ajuste de los datos de crecidas del río Guadalhorce aplicando una distribución LPIII

Periodo Retorno, años 100 500 1000 10000Datos de aforos, Qci 1400 2045 2350 3400Aforos+paleocrecidas, Q 2370 4000 4830 7430�Diseño del aliviadero, Q 2780

TABLA� I.�Caudales punta (Q en m3s-1) para diferentes periodos de retorno (1) usando sólo los datos de aforos, (2) combinando datos de aforos, históricos y estratigráfi-cos. Debajo, caudal (Q en m3s-1) de diseño del aliviadero de la Presa de la Encantada, calculado para desaguar la crecida de 500 años de periodo de retorno

El�aliviadero�de�la�presa�de�la�Encantada,�construida�en�1978,�está�diseñado�para�evacuar�una�crecida�de�2780�m3s-1�que,�según�los�cál-culos�del�proyecto,� corresponde�a� la�avenida�de�500�años�de�periodo�de�retorno.�De�acuerdo�a�los�resultados�del�análisis�estadístico�combi-nando�datos�de�aforos�y�de�paleoinundaciones,�la�crecida�de�diseño�(T:�1000�años)�se�estima�

con�un�caudal�pico�de�4830�m3s-1�y�la�aveni-da� máxima� (T:� 10.000� años)� correspondería�a� 7430� m3s-1.� Las� dimensiones� actuales� del�aliviadero�de� la�presa�de� la�Encantada� (2780�m3s-1)�no�se�corresponden�con�una�avenida�de�recurrencia�media� de� 500� años,� como� se� es-timaba� en� el� proyecto� original,� sino� que� de�acuerdo�con�nuestro�análisis�corresponde�a�un�periodo�de�retorno�de�150�años.

CONCLUSIONES

En�este�trabajo�se�pone�en�valor�la�informa-ción�contenida�en�los�registros�sedimentarios�de�paleoinundaciones�a�partir�de�los�cuales�se�pueden�calcular� los� caudales�de� las� avenidas�extremas�y� sus� correspondientes� periodos�de�retorno.� Esta� información� es� importante� en�los� estudios� de� seguridad� de� infraestructuras�hidráulicas,�en�particular�para�el�cálculo�de�las�avenidas�de�proyecto�y�máxima�de�presas.�En�la�cuenca�del�Guadalhorce�se�ha�reconstruido�el� registro� sedimentario�de�paleocrecidas�co-rrespondiente�a�los�últimos�1500�años.�El�per-fil�estratigráfico�GH1,�localizado�en�el�sector�de� Gaitanejos,� aporta� la� información� mayor�calidad� sobre� el� número� y� frecuencia� de� las�avenidas�extremas.�En�concreto,�este�depósito�muestra� que� en� los� últimos� 600� años� se� han�producido� al�menos� 4� eventos� (existe� un� ni-vel�más�antiguo�no�ha�podido�ser�datado).�Los�caudales�mínimos�obtenidos�para� los�depósi-tos�del�perfil�GH1�varían�entre�2850�m3s-1�para�el�nivel�más�bajo�de�la�secuencia�y�2980�m3s-1�para�el�nivel�superior.�El�caudal�asociado�a�una�placa�que�marca�el�nivel�de�la�crecida�de�1949�es�de�2870�m3s-1.

En�el�análisis�estadístico�de�frecuencias�se�han� combinado� datos� de� aforos� (instrumen-tales)� y� de� paleoinundaciones,� aplicando� el�método�de�máxima�verosimilitud,�cuyo�mejor�ajuste�se�ha�obtenido�para�una�distribución�del�tipo� Log-Person� III.� Los� resultados� de� este�análisis�muestran�un�caudal�de�4800�m3s-1�para�la�avenida�de�periodo�de�retorno�de�1000�años,�

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y�de�7400�m3s-1�para�la�de�10.000�años.�Estos�resultados�mejoran�la�estimación�de�la�avenida�de�diseño� (periodo�de� retorno�de�1000�años)�y� la� avenida�máxima� (periodo� de� retorno� de�10.000�años)�de�la�presa�de�La�Encantada,�si-tuada�aguas�abajo�de�la�zona�de�estudio.�

En�Estados�Unidos�la�utilización�de�infor-mación�palaohidrológica�para�la�estimación�de�los� parámetros� de� seguridad� de� presas� cons-tituye�una�práctica� común�en� las�presas�ges-tionadas� por� el� U.S.� Bureau� of� Reclamation�(Levish�et al.,�1996).�En�España�este� tipo�de�estudios�presenta�un�elevado�potencial�debido�a�las�características�fisiográficas�de�su�territo-rio�(abundantes�cañones�rocosos)�y�las�eleva-das�variaciones�de�calado�durante�las�inunda-ciones�extremas,�aunque�hasta�la�fecha�no�se�aplica�de�forma�sistemática.

AGRADECIMIENTOS

La� presentación� de� este� trabajo� ha� sido�posible� gracias� al� Proyecto� PALEOMED�(CGL2014-58127-C3-1-R)� financiado� por� la�CICYT,�y�el�PIE�Intramural�(ref.�201430E003)�financiado�por�el�CSIC

REFERENCIAS

Alarcón� de� Porras,� F.� 2000.� Historia de la electricidad en Málaga.� Editorial� Sarriá,�Málaga.

Benito,� G.,� Sánchez-Moya,�Y.� y� Sopeña,�A.�2003.� Sedimentology� of� high-stage� flood�deposits�of�the�Tagus�River,�Central�Spain.�Sedimentary Geology,�157,�107-132.

Berga,� L.� 1998.� New� trends� in� hydrological�safety.� In:� Berga� L.� (ed.),� Dam Safety.�Balkema,�Rotterdam,�1099-1106.

Cantalejo,�P.�1995.�Inundaciones�históricas�en�el�alto�Guadalhorce:�sector�valle�del�Turón,�Ardales�(Málaga).�Geología y arqueología prehistórica de Ardales, 24� al� 26� de� no-viembre�de�1995.

Cohn,�T.A.� and�Stedinger,� J.R.�1987.�Use�of�historical� information� in� a� maximum-li-kelihood� framework.� Journal of hydrolo-gy,�96,�215-223.�

Comisión�Nacional�de�Protección�Civil�1985.�Estudio de Inundaciones Históricas. Mapa de Riesgos Potenciales. Cuenca del Sur.�

Durán,� J.J.,�Soria,�F.J.�y�López,� J.�1995.�Las�inundaciones� del� bajo�Guadalhorce� en� el�año�1989.�Geología y arqueología prehis-tórica de Ardales, 24�al�26�de�noviembre�de�1995.

Hydrologic� Engineering� Center� 2000.�HEC-GeoRAS An extension for support of HEC-RAS using ArcView User’s Manual, version 3.0.� U.S.� Army� Corps� of� Engi-neers,�Davis,�California,�87�pp.�

Lara�Centella,�S.�2002.�El Chorro: 100 años de historia.�CEDMA,�Diputación�de�Má-laga�

Levish,� D.R.,� Ostenaa,� D.A.� y� O’Connell,�R.H.� 1996.� Paleohydrologic� bounds� and�the� frequency� of� extreme� floods� on� the�Santa� Ynez� river,� California.� 1996 Cali-fornia Weather Symposium. “A Prehistoric look at California Rainfall and Floods”.�1-19.

MOPTMA� 1996.�Reglamento Técnico sobre Seguridad de Presas y Embalses.�Orden�de�12�de�marzo.�B.O.E.,�78.

Stedinger,� J.� y� Cohn,� T.A.� 1986.� Flood� fre-quency�analysis�with�historical�and�paleo-flood� information.� Water Resources Re-search,�22,�785-793.

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Cuantificación de incertidumbres en la reconstrucción hidráulica bidimensional de paleoinundaciones a velocidades

subcríticas en valles confinados (río Guadalquivir)

On the accuracy of two-dimensional hydraulic reconstruction of paleofloods at subcritical speed in a confined valley (Guadalquivir River)

P. Bohórquez1, F. García-García2 1 �Dpto.� Ingeniería� Mecánica� y�Minera,� CEACTierra,� Universidad� de� Jaén,� Campus� de� las� Lagunillas,� 23071� Jaén,�España.�[email protected]

2 �Dpto.�Geología,�CEACTierra,�Universidad�de�Jaén,�Campus�de�las�Lagunillas,�23071�Jaén,�España.�[email protected]

Resumen: En� este� trabajo� se� cuantifica� la� precisión� de� técnicas� de� reconstrucción� de�paleoinundaciones� fluviales� basadas� en� modelos� hidráulicos� bidimensionales.� Se� consideran�grandes� inundaciones� con� periodos� de� retorno� del� orden� de� 100� años� en� valles� confinados�de� pendiente� somera� que� desarrollan� velocidades� subcríticas� (número� de� Froude� <� 1).� El�interés� principal� del� sitio� de� estudio� seleccionado� radica� en� la� geomorfología� del� tramo� del�río,� la� naturaleza� torrencial� del� río� en�una� región� semiárida,� la�magnitud�de� los� caudales� que�contribuyen�en�más�del�70%�al�caudal�de�la�cuenca�durante�lluvias�extremas�y�la�rica�colección�de�datos�hidrológicos�existentes.�Estos�son:�largos�registros�temporales�en�estaciones�de�aforo,�evidencias�documentales�de�los�niveles�de�inundación�en�secciones�transversales�cruciales�para�la�reconstrucción�hidráulica�y,�finalmente,�evidencias�paleohidráulicas�formadas�por�secuencias�botánicas�y�sedimentarias.�Con�este�objetivo�se�ha�seleccionado�uno�de�los�primeros�ríos�aforados�de� España,� el� río� Guadalquivir.� La� coexistencia� de� estos� registros� durante� más� de� 100� años�permite� la�verificación�de� los� caudales� inferidos� en� la� reconstrucción�paleohidráulica� frente� a�medidas� sistemáticas� durante� las� inundaciones�más� severas.� La� curva�H(Q)� obtenida� a� partir�del�uso�combinado�de� información�documental�y� trabajos�de�campo�postevento�es� tan�precisa�como� la�medida�mediante� registros� instrumentales�en�estaciones�de�aforo,� siendo�H�el�calado�y�Q�el� caudal.�Se�ha� realizado�un�estudio�de� sensibilidad�para�caracterizar� la� influencia�de� la�longitud�del�tramo�del�canal�empleado�en�la�reconstrucción�hidráulica�a�velocidades�subcríticas,�los� efectos�de� aguas� atrás�originados� en� contracciones�del� canal�y� la�presencia�de�vegetación�de� ribera� heterogénea.� Se� concluye� que� los� errores� en� las� estimaciones� indirectas� del� caudal�deben�ser�minimizados�seleccionando�un�dominio�computacional�mucho�más�extenso�de�lo�que�a�priori�se�pudiera�pensar,�condiciones�de�contorno�verídicas�y�factores�de�fricción�calibrados�apropiadamente�en�un�periodo�de�tiempo�concreto.�

Palabras clave: inundaciones�históricas,�paleoindicadores,�reconstrucción�paleo-hidráulica,�río�Guadalquivir.

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Abstract: The objective of this paper is to examine the accuracy of paleoflood reconstruction techniques based on two-dimensional hydraulic modeling for large flood flow in bedrock streams at subcritical speeds. The main interest of the study site selected herein lies in the geomorphology of the river reach, the torrential nature of the river in cold semi-arid setting, the flood magnitudes that amounts up to 70% of the whole basin discharge during extreme rainfalls and the rich collection of hydrological data, namely: long records of instrumental data at gauging stations, documentary evidences of flood levels at cross sections crucial for the hydraulic reconstruction, and paleoflood signatures within sedimentary and botanical sequences. To this end, we selected one of the earliest gauged rivers in Spain. The co-existence of such records for more than one century allows us to verify the accuracy of retrodicted peak water discharges obtained in the paleoflood analysis against systematic values for the largest floods. Rating curve obtained from the combined use of documentary information and post-flood fieldworks was nearly as accurate as direct measurements in gauging station. A sensitivity study was conducted to quantify the influence of the channel reach length on the paleohydraulic reconstruction in subcritical flow regime, backwater effects from downstream channel contractions and heterogeneous riparian vegetation during high fluvial stage. Errors in the indirect estimation of peak flow discharges need to be minimized by selecting a large enough computational domain, trustworthy boundary conditions and calibration of the friction factor data at a fixed point in time.

Key words: Guadalquivir River, historical floods, paleostage indicators, paleoflood reconstruc-tion.

INTRODUCCIÓN

El� objetivo� principal� de� este� trabajo� es�cuantificar� la� precisión� de� las� estimaciones�indirectas� del� caudal� que� circula� por� valles�confinados� durante� eventos� de� inundaciones�extremas.�El�cálculo�indirecto�del�caudal�se�ha�realizado�mediante� la� aplicación� de� técnicas�estándar�de�hidrología�de�paleo-inundaciones�(Baker,�2008).�Con�tal�fin,�se�combinan�mode-los�hidráulicos�2D�basados�en�las�ecuaciones�de�Saint-Venant�para� lecho�fijo� con�un� com-pleto� conjunto� de� registros� instrumentales� y�paleo-indicadores� hidrológicos.� El� sitio� de�estudio�seleccionado�en�este�trabajo�garantiza�la� coexistencia�de� tres� factores�que�permiten�la� cuantificación� objetiva� de� la� precisión� de�los� resultados� paleo-hidrológicos.� Éstos� son:�el�uso�de�técnicas�instrumentales�para�la�mo-nitorización� de� las� condiciones� de� contorno�hidráulicas� (calado�y�caudal)�durante�más�de�

100�años,�la�existencia�de�una�gran�colección�de� paleo-indicadores� hidrológicos� bien� pre-servados� (registros� sedimentarios,� botánicos,�históricos� y� documentales)� tomados� in� situ�durante�y�post-evento�y,�finalmente,�la�estabi-lidad�de�las�secciones�transversales�del�cauce�que�se�garantiza�gracias�a�un�lecho�de�pizarra�no�erosionable.

La� Figura� 1�muestra� la� morfología� tan-to�del� tramo�del� río�Guadalquivir�estudiado�como�de�sus�proximidades.�El� tramo�objeto�de� la� reconstrucción� paleo-hidráulica� está�comprendido� entre� dos� llanuras� de� inunda-ción�próximas�a�Andújar�y�San�Julián,�donde�el� río� serpentea�y� describe� trenes� de�mean-dros�inestables�al�paso�del�tiempo�como�en�la�mayoría�de�su�trazado�(Uribelarrea�y�Benito,�2008).�El�tramo�de�interés�para�la�reconstruc-ción�paleo-hidráulica�está�excavado�sobre�un�lecho�de�pizarra,�no�erosionable�y�estable.�La�

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cota�del�lecho�en�el�tramo�estudiado�ha�sufri-do�tan�solo�modificaciones�menores�durante�los�últimos�100�años�debido�a� la�formación�de�barras�de�sedimento,�evolución�de�la�ve-getación� de� ribera� y� manejos� de� suelo.� De�acuerdo�con�la�clasificación�de�Buffington�y�Montgomery� (2013),� el� cauce� estudiado� es�tipo� duna-rizadura� en� valle� confinado� con�garganta� de� roca� estable� en� el� subtramo� de�entrada.� El� canal� de� entrada� tiene� una� lon-gitud�de�750�m�y�un�ancho�característico�de�190�m�aguas�abajo�de�la�Presa�de�Marmolejo�(ver�Figuras�1�y�2),� indicando�que� la� capa-cidad�de�transporte�de�sedimento�excede�los�aportes� de� sedimento� (Baker,� 1998).� El� ca-lado� del� río� durante� episodios� hidrológicos�extremos�es�típicamente�de�10�m�para�cauda-les�de�2000�m3s-1,�ver�Figura�2.�La�longitud�total�del�tramo�analizado�es�6�km�y�muestra�un�codo�abrupto�con�140º�de�ángulo�y�400�m�de�radio,�uniendo�dos�sub-tramos�rectilíneos�con�ancho�variable� en�condiciones�bankfull�entre�100�y�200�m.�La�pendiente� longitudi-nal� del� cauce� es�muy� somera� (valor�medio�0.076%)�e�induce�un�régimen�fluvial�subcrí-tico�para�los�caudales�registrados�en�los�últi-mos�100�años.

Teniendo�en�cuenta�estos�factores,�se�con-cluye�que�el�sitio�de�estudio�es�ideal�para�eva-luar� las� condiciones�hidráulicas�del� río� en� el�tramo�aguas�abajo�de�la�presa�mediante�el�uso�de� simulaciones�numéricas�2D�y�datos� siste-máticos�de� estaciones�de� aforo,� para�obtener�posteriormente� estimaciones� indirectas� del�caudal� usando� técnicas� indirectas� y� registros�paleo-hidrológicos� y,� finalmente,� para� veri-ficar� la� precisión� de� los� resultados� paleo-hi-drológicos.�Adicionalmente,� la� interpretación�combinada� de� dichos� resultados� permite� una�mejor� comprensión� de� la� respuesta� geomor-fológica� de� las� inundaciones,� crucial� para� la�elaboración�de�planes�de�gestión�y�mitigación�del� riesgo� de� inundación� (Baker,� 2008;� Car-ling,�2013).


INTRODUCCIÓN

El objetivo principal de este trabajo es cuantificar la precisión de las estimaciones indirectas del caudal que circula por valles confinados durante eventos de inundaciones extremas. El cálculo indirecto del caudal se ha realizado mediante la aplicación de técnicas estándar de hidrología de paleo-inundaciones (Baker, 2008). Con tal fin, se combinan modelos hidráulicos 2D basados en las ecuaciones de Saint-Venant para lecho fijo con un completo conjunto de registros instrumentales y paleo-indicadores hidrológicos. El sitio de estudio seleccionado en este trabajo garantiza la coexistencia de tres factores que permiten la cuantificación objetiva de la precisión de los resultados paleo-hidrológicos. Éstos son: el uso de técnicas instrumentales para la monitorización de las condiciones de contorno hidráulicas (calado y caudal) durante más de 100 años, la existencia de una gran colección de paleo-indicadores hidrológicos bien preservados (registros sedimentarios, botánicos, históricos y documentales) tomados in situ durante y post-evento y, finalmente, la estabilidad de las secciones transversales del cauce que se garantiza gracias a un lecho de pizarra no erosionable.

La Figura 1 muestra la morfología tanto del tramo del río Guadalquivir estudiado como de sus proximidades. El tramo objeto de la reconstrucción paleo-hidráulica está comprendido entre dos llanuras de inundación próximas a Andújar y San Julián, donde el río serpentea y describe trenes de meandros inestables al paso del tiempo como en la mayoría de su trazado (Uribelarrea y Benito, 2008). El tramo de interés para la reconstrucción paleo-hidráulica está excavado sobre un lecho de pizarra, no erosionable y estable. La cota del lecho en el tramo estudiado ha sufrido tan solo modificaciones menores durante los últimos 100 años debido a la formación de barras de sedimento, evolución de la vegetación de ribera y manejos de suelo. De acuerdo con la clasificación de Buffington y Montgomery (2013), el cauce estudiado es tipo duna-rizadura en valle confinado con garganta de roca estable en el subtramo de entrada. El canal de entrada tiene una longitud de 750 m y un ancho característico de 190 m aguas abajo de la Presa de Marmolejo (ver Figuras 1 y 2), indicando que la capacidad de transporte de sedimento excede los aportes de sedimento (Baker, 1998). El calado del río durante episodios hidrológicos extremos es típicamente de 10 m para caudales de 2000 m3s-1, ver Figura 2. La longitud total del tramo analizado es 6 km y muestra un codo abrupto con 140º de ángulo y 400 m de radio, uniendo dos sub-tramos rectilíneos con ancho variable en condiciones bankfull entre 100 y 200 m. La

pendiente longitudinal del cauce es muy somera (valor medio 0.076%) e induce un régimen fluvial subcrítico para los caudales registrados en los últimos 100 años.

Teniendo en cuenta estos factores, se concluye que el sitio de estudio es ideal para evaluar las condiciones hidráulicas del río en el tramo aguas abajo de la presa mediante el uso de simulaciones numéricas 2D y datos sistemáticos de estaciones de aforo, para obtener posteriormente estimaciones indirectas del caudal usando técnicas indirectas y registros paleo-hidrológicos y, finalmente, para verificar la precisión de los resultados paleo-hidrológicos. Adicionalmente, la interpretación combinada de dichos resultados permite una mejor comprensión de la respuesta geomorfológica de las inundaciones, crucial para la elaboración de planes de gestión y mitigación del riesgo de inundación (Baker, 2008; Carling, 2013).

FIGURA 1. Modelo Digital de Elevaciones (MDE) y localización del tramo del río Guadalquivir a su paso por la presa de Marmolejo, entre las llanuras de inundación de Andújar (aguas arriba) y San Julián (aguas abajo). El recuadro punteado corresponde al área simulada y fotografiada en las Figuras 2(c)-(d).

COLECCIÓN DE REGISTROS HIDROLÓGICOS

Se ha generado una extensa base de datos que sintetiza registros hidrológicos de los eventos de inundaciones ocurridos desde 1906 a partir de las siguientes fuentes: (i) registros instrumentales de caudales y calado en las centrales hidroeléctricas de Marmolejo (1963-actualidad) y sus predecesoras Electra y Aceñas de Marmolejo (1911-1926-1963); (ii) evidencias documentales compuestas por fotografías in situ tomadas en dos secciones estables de la presa y el puente Renacentista de San Bartolomé (1906-actualidad), fotografías tomadas desde helicóptero (2009-2010) y secuencias de ortofotos (1945-2014);

FIGURA�1.�Modelo Digital de Elevaciones (MDE) y lo-calización del tramo del río Guadalquivir a su paso por la presa de Marmolejo, entre las llanuras de inundación de Andújar (aguas arriba) y San Julián (aguas abajo). El recuadro punteado corresponde al área simulada y foto-grafiada en las Figuras 2(c)-(d).

COLECCIÓN DE REGISTROS HIDROLÓGICOS

Se� ha� generado� una� extensa� base� de� da-tos� que� sintetiza� registros� hidrológicos� de�los� eventos� de� inundaciones� ocurridos� desde�1906�a�partir�de�las�siguientes�fuentes:�(i)�re-gistros� instrumentales� de� caudales� y� calado�en�las�centrales�hidroeléctricas�de�Marmolejo�(1963-actualidad)� y� sus� predecesoras�Electra�y� Aceñas� de� Marmolejo� (1911-1926-1963);�(ii)� evidencias�documentales� compuestas�por�fotografías� in situ� tomadas� en� dos� secciones�estables�de� la�presa�y�el�puente�Renacentista�de�San�Bartolomé�(1906-actualidad),�fotogra-fías�tomadas�desde�helicóptero�(2009-2010)�y�secuencias�de�ortofotos�(1945-2014);�(iii)�se-cuencias�sedimentarias�formadas�por�grandes�superficies�de�clastos� imbricados�sobre�subs-trato�de�pizarra,�campos�de�dunas�compuestas�por�arcillas�y�arenas�finas�estratificadas,�depó-sitos�de�sedimento�fino�en�zonas�de�separación�de� flujo,� remanso,� uniones� con� tributarios� y�márgenes� inundados;� (iv)� evidencias� botá-nicas� de� elevaciones� máximas� de� lámina� de�agua�como�descortezados�de� troncos�y�broza�

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suspendida�en�los�ramales�de�rivera�(Bodoque�et al.,�2015).�

Usando�todas�estas�fuentes�de�datos�hidro-lógicos,�la�elevación�de�lámina�de�agua�puede�establecerse�usando�evidencias�documentales,�instrumentales,�botánicas�y�paleo-indicadores�

sedimentarios� principalmente� en� los� eventos�de�inundaciones�modernas�(Baker,�2008;�Be-nito�et al.,�2015).�En�efecto,�se�dispone�de�in-formación�de�todas�las�fuentes�de�datos�en�el�caso�particular�de� las� inundaciones�aconteci-das�en�los�años�hidrológicos�2009-2010-2013�(Bohorquez�et al.,�2014).


(iii) secuencias sedimentarias formadas por grandes superficies de clastos imbricados sobre substrato de pizarra, campos de dunas compuestas por arcillas y arenas finas estratificadas, depósitos de sedimento fino en zonas de separación de flujo, remanso, uniones con tributarios y márgenes inundados; (iv) evidencias botánicas de elevaciones máximas de lámina de agua como descortezados de troncos y broza suspendida en los ramales de rivera (Bodoque et al., 2015).

Usando todas estas fuentes de datos hidrológicos, la elevación de lámina de agua puede establecerse usando evidencias documentales, instrumentales, botánicas y paleo-indicadores sedimentarios principalmente en los eventos de inundaciones modernas (Baker, 2008; Benito et al., 2015). En efecto, se dispone de información de todas las fuentes de datos en el caso particular de las inundaciones acontecidas en los años hidrológicos 2009-2010-2013 (Bohorquez et al., 2014).

FIGURA 2. (a) Distribución en frecuencia y magnitud relativa de las inundaciones anuales del río Guadalquivir monitorizadas en la Presa de Marmolejo. (b) Curva de calado frente a caudal obtenida de lo registros instrumentales (puntos y cuadrados), documentales (círculos) y simulaciones numéricas (curva sólida continua). (c) Detalle de la malla computacional y del calado de agua simulado (escala de colores en metros) para un caudal de 510 m3/s en la presa de Marmolejo (Jaén). (d) Fotografía tomada desde helicóptero el 1 de Enero de 2010 para el mismo caudal.

La Figura 2 muestra los registros instrumentales de caudales y calado tanto en el embalse de la central hidroeléctrica como a pie de presa. A modo de ejemplo se ha incluido también un registro fotográfico del área inundada para un caudal de 510 m3/s. Se debe destacar el elevado grado de colmatación de sedimentos que muestra el vaso del embalse, aproximadamente un 70% del volumen está ocupado por lodos, lo cual constituye una fuente de sedimento fino para el tramo situado aguas abajo de la presa. Así pues, durante las

inundaciones modernas 2009-2013 se han producido multitud de depósitos de sedimento en el tramo del río que es objeto de la reconstrucción paleo-hidráulica. Este hecho incrementa el interés del sitio de estudio ya que el tramo analizado pasa de comportarse como un canal de transferencia de sedimento (capacidad de transporte de sedimento superior a los aportes desde la cuenca vertiente) entre dos llanuras de inundación a un canal agradado (disponibilidad de sedimento mayor a la capacidad de transporte), de acuerdo con la

FIGURA�2.�(a) Distribución en frecuencia y magnitud relativa de las inundaciones anuales del río Guadalquivir monito-rizadas en la Presa de Marmolejo. (b) Curva de calado frente a caudal obtenida de lo registros instrumentales (puntos y cuadrados), documentales (círculos) y simulaciones numéricas (curva sólida continua). (c) Detalle de la malla computa-cional y del calado de agua simulado (escala de colores en metros) para un caudal de 510 m3/s en la presa de Marmolejo (Jaén). (d) Fotografía tomada desde helicóptero el 1 de Enero de 2010 para el mismo caudal

La� Figura� 2�muestra� los� registros� instru-mentales�de�caudales�y�calado�tanto�en�el�em-balse�de�la�central�hidroeléctrica�como�a�pie�de�presa.�A�modo�de�ejemplo�se�ha�incluido�tam-bién�un�registro�fotográfico�del�área�inundada�para�un�caudal�de�510�m3/s.�Se�debe�destacar�el�elevado�grado�de�colmatación�de�sedimen-tos�que�muestra�el�vaso�del�embalse,�aproxi-

madamente�un�70%�del�volumen�está�ocupa-do�por�lodos,�lo�cual�constituye�una�fuente�de�sedimento� fino� para� el� tramo� situado� aguas�abajo�de�la�presa.�Así�pues,�durante�las�inun-daciones�modernas�2009-2013�se�han�produ-cido�multitud�de�depósitos�de�sedimento�en�el�tramo�del� río�que�es�objeto�de� la� reconstruc-ción�paleo-hidráulica.�Este�hecho� incrementa�

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el�interés�del�sitio�de�estudio�ya�que�el�tramo�analizado�pasa�de�comportarse�como�un�canal�de� transferencia� de� sedimento� (capacidad� de�transporte�de�sedimento�superior�a�los�aportes�desde� la� cuenca� vertiente)� entre� dos� llanuras�de� inundación�a�un�canal� agradado� (disponi-bilidad�de�sedimento�mayor�a�la�capacidad�de�transporte),� de� acuerdo� con� la� clasificación�geomorfológica�de�Buffington�y�Montgomery�(2013).�La�Figura�3�muestra�otros�orígenes�de�información� hidrológica� como� son� fotogra-fías� históricas� (en� este� caso� en� el� Balneario�de�Marmolejo�y�el�puente�de�San�Bartolomé)�y�registros�botánicos�de�heridas�en�tronco�de�árboles.


clasificación geomorfológica de Buffington y Montgomery (2013). La Figura 3 muestra otros orígenes de información hidrológica como son fotografías históricas (en este caso en el Balneario de Marmolejo y el puente de San Bartolomé) y registros botánicos de heridas en tronco de árboles.

FIGURA 3. (a) Posicionamiento de registros documentales usando un láser Leica DISTOTM S910 a pie de presa. (b) Fotografía del Balneario de Marmolejo y Puente de San Bartolomé durante la inundación de 1963 para un caudal de 2200 m3/s. (c) Marcas de agua indicadas por descortezados en tronco de árboles debido al impacto de objetos durante la inundación.

Dichas evidencias se emplearon para inferir la elevación de la lámina de agua conocido el caudal. En primer lugar se posicionaron los registros documentales con un moderno láser Leica DISTOTM S910 (tecnología Suiza), ver Figura 3(a). Seguidamente se correlacionó la fecha del registro con el caudal circulante por la presa y, así, se obtuvo la curva caudal versus altura tanto en la presa de Marmolejo como en el puente de San Bartolomé. La Figura 2(b) muestra con círculos sólidos los resultados a pie de presa basados en fotografías tomadas durante los años 2009-2013. Se debe destacar el excelente acuerdo que existe respecto de las medidas instrumentales (símbolos cuadrados). Análogamente, se posicionaron el resto de registros botánicos y sedimentarios, aunque su datación y correlación con un evento concreto de inundaciones no fue posible. Las elevaciones de los registros hidrológicos más relevantes se muestran en la Figura 4 en función de la distancia longitudinal a la sección de entrada (presa). Las elevaciones inferidas para los caudales más representativos de las inundaciones del 2009-2013 (1400 y 2000 m3/s) así como de la mayor inundación registrada en 1963 (2860 m3/s), ver símbolos cuadrados, coinciden en gran medida con las simulaciones numéricas (ver Figura 4).

RESULTADOS HIDRÁULICOS Y DISCUSIÓN

La herramienta de cálculo numérico empleada en este estudio es DassFlow-Hydro 2.0 (Couderc y col., 2015). DassFlow-Hydro resuelve las ecuaciones de

Saint-Venant 2D sobre lecho fijo en mallas estructuradas y no estructuradas mediante una técnica de volúmenes finitos de alto orden de precisión (segundo orden de consistencia tanto en espacio como en tiempo). DassFlow-Hydro presenta como principal ventaja la licencia GNU GPL mediante la cual se distribuye su código fuente, así como la paralelización MPI que posibilita la disminución del tiempo de cálculo por debajo del tiempo real en las inundaciones aquí descritas. La disponibilidad del código fuente es un valor añadido ya que facilita la incorporación de modelos de lecho móvil tipo Exner (trabajo en curso).

Bohorquez et al. (2014) demuestra que es posible simplificar la complejidad del cálculo hidrodinámico de crecidas extremas en el río Guadalquivir usando la hipótesis de onda difusiva. Dicha técnica de simulación ha sido empleada por los Autores en trabajos previos sobre cuencas no aforadas (Bohorquez y Darby, 2008; Bohorquez et al. 2013). Las inundaciones estudiadas aquí presentan como ventaja la existencia de registros instrumentales que permiten predecir las áreas inundadas y el calado del flujo sin el uso de registros paleo-hidrológicos. Estos registros adicionales serán usados a posteriori para verificar la precisión de las técnicas de estimación indirectas de caudales comunes en paleo-hidrología.

Para garantizar la precisión de los resultados numéricos, se ha modelado con detalle la geometría de la presa y aliviaderos, el lecho del río y el embalse (curvas de nivel proporcionadas por la Confederación Hidrográfica del Guadalquivir). Se muestra un detalle de la malla computacional resultante en la figura 2(c). Nótese el refinamiento progresivo en la zona próxima a los aliviaderos y a las compuertas donde la resolución espacial se ha disminuido por debajo de 1 m, mientras que el tamaño de las celdas computacionales se degrada hasta 10 m a medida que la distancia a la presa aumenta. El dominio computacional se extiende hasta la llanura de inundación de San Julián, que también ha sido modelada con detalle. Teniendo en cuenta que las condiciones de contorno hidráulicas en la presa son conocidas a partir de los registros instrumentales, la elección de tan extenso dominio computacional permite eliminar cualquier incertidumbre asociada a la imposición de condiciones de contorno en la entrada o salida del tramo simulado.

Se han ejecutado simulaciones numéricas para caudales constantes Q entre 50 y 3000 m3/s, que han permitido el cálculo de la curva H(Q) en las secciones de interés (embalse, presa y puente). La figura 2(b) muestra los resultados numéricos en el embalse de la central hidroeléctrica (línea de trazos), en buen acuerdo

FIGURA�3.�(a) Posicionamiento de registros documenta-les usando un láser Leica DISTOTM S910 a pie de presa. (b) Fotografía del Balneario de Marmolejo y Puente de San Bartolomé durante la inundación de 1963 para un caudal de 2200 m3/s. (c) Marcas de agua indicadas por descortezados en tronco de árboles debido al impacto de objetos durante la inundación

Dichas�evidencias�se�emplearon�para�infe-rir�la�elevación�de�la�lámina�de�agua�conocido�el�caudal.�En�primer�lugar�se�posicionaron�los�registros�documentales�con�un�moderno�láser�Leica�DISTOTM�S910�(tecnología�Suiza),�ver�Figura�3(a).�Seguidamente�se�correlacionó� la�fecha�del�registro�con�el�caudal�circulante�por�la�presa�y,�así,�se�obtuvo�la�curva�caudal�versus�altura�tanto�en�la�presa�de�Marmolejo�como�en�el� puente� de� San�Bartolomé.� La� Figura� 2(b)�muestra�con�círculos� sólidos� los� resultados�a�pie� de� presa� basados� en� fotografías� tomadas�durante�los�años�2009-2013.�Se�debe�destacar�el�excelente�acuerdo�que�existe�respecto�de�las�

medidas�instrumentales�(símbolos�cuadrados).�Análogamente,�se�posicionaron�el�resto�de�re-gistros�botánicos�y� sedimentarios,� aunque� su�datación�y�correlación�con�un�evento�concreto�de�inundaciones�no�fue�posible.�Las�elevacio-nes�de�los�registros�hidrológicos�más�relevan-tes�se�muestran�en�la�Figura�4�en�función�de�la�distancia�longitudinal�a�la�sección�de�entrada�(presa).�Las�elevaciones�inferidas�para�los�cau-dales�más�representativos�de�las�inundaciones�del�2009-2013�(1400�y�2000�m3/s)�así�como�de�la�mayor�inundación�registrada�en�1963�(2860�m3/s),� ver� símbolos� cuadrados,� coinciden� en�gran�medida�con� las� simulaciones�numéricas�(ver�Figura�4).

RESULTADOS HIDRÁULICOS Y DISCUSIÓN

La� herramienta� de� cálculo� numérico� em-pleada� en� este� estudio� es� DassFlow-Hydro�2.0� (Couderc� et al.,� 2015).�DassFlow-Hydro�resuelve� las� ecuaciones� de� Saint-Venant� 2D�sobre� lecho�fijo�en�mallas�estructuradas�y�no�estructuradas� mediante� una� técnica� de� volú-menes�finitos�de�alto�orden�de�precisión� (se-gundo�orden�de�consistencia�tanto�en�espacio�como� en� tiempo).� DassFlow-Hydro� presenta�como�principal�ventaja�la�licencia�GNU�GPL�mediante�la�cual�se�distribuye�su�código�fuen-te,�así�como�la�paralelización�MPI�que�posibi-lita�la�disminución�del�tiempo�de�cálculo�por�debajo� del� tiempo� real� en� las� inundaciones�aquí� descritas.� La� disponibilidad� del� código�fuente� es� un�valor� añadido�ya�que� facilita� la�incorporación�de�modelos�de�lecho�móvil�tipo�Exner�(trabajo�en�curso).

Bohorquez�et al.�(2014)�demuestra�que�es�posible�simplificar�la�complejidad�del�cálculo�hidrodinámico�de�crecidas�extremas�en�el�río�Guadalquivir�usando�la�hipótesis�de�onda�difu-siva.�Dicha�técnica�de�simulación�ha�sido�em-pleada�por�los�Autores�en�trabajos�previos�so-bre�cuencas�no�aforadas�(Bohorquez�y�Darby,�

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2008;�Bohorquez�et al.�2013).�Las�inundacio-nes�estudiadas�aquí�presentan�como�ventaja�la�existencia�de�registros�instrumentales�que�per-miten�predecir�las�áreas�inundadas�y�el�calado�del�flujo�sin�el�uso�de�registros�paleo-hidroló-gicos.�Estos�registros�adicionales�serán�usados�a� posteriori� para� verificar� la� precisión� de� las�técnicas�de�estimación�indirectas�de�caudales�comunes�en�paleo-hidrología.

Para�garantizar� la�precisión�de� los� resulta-dos�numéricos,�se�ha�modelado�con�detalle� la�geometría� de� la� presa� y� aliviaderos,� el� lecho�del� río� y� el� embalse� (curvas� de� nivel� propor-cionadas�por�la�Confederación�Hidrográfica�del�Guadalquivir).�Se�muestra�un�detalle�de�la�ma-lla�computacional� resultante�en� la�figura�2(c).�Nótese� el� refinamiento� progresivo� en� la� zona�próxima� a� los� aliviaderos� y� a� las� compuertas�donde�la�resolución�espacial�se�ha�disminuido�por�debajo�de�1�m,�mientras�que�el�tamaño�de�las�celdas�computacionales�se�degrada�hasta�10�m�a�medida�que�la�distancia�a�la�presa�aumenta.�El�dominio�computacional�se�extiende�hasta�la�llanura�de�inundación�de�San�Julián,�que�tam-bién�ha�sido�modelada�con�detalle.�Teniendo�en�cuenta�que�las�condiciones�de�contorno�hidráu-licas�en�la�presa�son�conocidas�a�partir�de� los�registros�instrumentales,�la�elección�de�tan�ex-tenso�dominio�computacional�permite�eliminar�cualquier� incertidumbre�asociada�a� la� imposi-ción�de�condiciones�de�contorno�en�la�entrada�o�salida�del�tramo�simulado.

Se� han� ejecutado� simulaciones� numéricas�para� caudales� constantes� Q� entre� 50� y� 3000�m3/s,�que�han�permitido�el�cálculo�de�la�curva�H(Q)�en�las�secciones�de�interés�(embalse,�presa�y�puente).�La�figura�2(b)�muestra�los�resultados�numéricos�en�el�embalse�de�la�central�hidroeléc-trica�(línea�de�trazos),�en�buen�acuerdo�con�las�medidas�instrumentales�(nube�puntos)�para�cau-dales�altos�(>�500�m3/s),�escenario�en�el�que�las�compuertas� ataguías� están� totalmente� abiertas.�Los�resultados�en�el�embalse�son�independien-

tes�del�coeficiente�de�Manning�(n)�empleado�en�el�cálculo�mientras�que�a�pie�de�presa�los�resul-tados� numéricos� son�mucho�más� sensibles.�A�caudales� inferiores�a�1000�m3/s,� las�prediccio-nes�numéricas�coinciden�con� los� registros� ins-trumentales�y�documentales�para�n=0.2� s/m1/3.�Para�caudales�superiores�a�1000�m3/s�se�observa�que�es�necesario� incrementar�el� coeficiente�de�fricción�para�reproducir�los�registros�instrumen-tales�(años�1910-1930)�y�los�registros�documen-tales� (años�2009-2013)�hasta� los� límites� supe-riores�0.45�s/m1/3�y�0.55�s/m1/3,�respectivamente.�El�análisis�de� los�registros�documentales�en�la�sección�del�puente�de�San�Bartolomé,�ver�figu-ra�4(a),�corrobora�los�valores�del�coeficiente�de�fricción�inferidos�a�pie�de�presa.

La� figura� 4(a)�muestra� el� perfil� longitudi-nal�de�la� lámina�de�agua�para�caudales�carac-terísticos�de�inundaciones�recientes�(500,�1400�y�2000�m3/s)�e�históricas�(3000�m3/s)�desde�la�presa�hasta�la�llanura�de�San�Julián.�La�lámina�de�agua�es�continua�y�presenta�similar�pendien-te�en�todos�los�tramos�para�500�m3/s.�A�caudales�mayores�se�observa�un�notorio�incremento�de�la�pendiente�de�la�lámina�de�agua�a�distancias�de�la�presa�de�5�km�debido�a�la�expansión�brusca�del�flujo�desde�el�canal�confinado�del�río�hacia�la� llanura� de� inundación.�La� elevación� de� los�depósitos�de�sedimento�fino�en�las�márgenes�de�este� tramo� (marcado� con� una� cruz)� coinciden�con� los� cálculos� correspondientes� al� episodio�de�inundación�de�2013�(caudal�1400�m3/s).�Es-tas� evidencias� sedimentológicas� se� observan�claramente� en� la� ortofoto� de� 2014,� habiendo�permitido�delimitar�el�área�inundada�en�todo�el�tramo�estudiado.�La�figura�4(b)�muestra�con�tra-zo�continuo�los�depósitos�de�sedimento�detec-tados.�Nótese�el�buen�acuerdo�que�existe�con�el�área�inundada�en�la�simulación�numérica�(zona�coloreada�en�azul).�En�el�talud�interior�del�codo�que�describe�el�río�a�2.5�km�de�la�presa�se�ha�localizado�una�barra�lateral.�Se�eleva�hasta�180�m,�cota�que�coincide�con�la�de�los�numerosos�troncos� de� árboles� depositados� en� la� margen�

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exterior�del�codo�por�efecto�de� la� fuerza�cen-trífuga.�La�elevación�del�talud�sobre�la�barra�de�sedimento� (184�m)�coincide�con� la� lámina�de�agua�para�Q=2000�m3/s,�siendo�éste�una�posi-ble�fuente�de�sedimento�de�la�barra�inferior�en�los�episodios�2009-2010.�

Finalmente,� en� la� sección� del� puente� de�San�Bartolomé,�las�marcas�de�agua�en�sus�pila-res,�las�barras�de�sedimento�depositadas�aguas�abajo� del� mismo� y� los� descortezados� de� los�

árboles�pueden�ser�fácilmente�correlacionados�con� los� distintos� episodios� de� inundaciones�gracias�a�la�interpretación�conjunta�de�los�re-sultados� hidráulicos,� registros� instrumentales�y� documentales.� Los� registros� botánicos� re-cogen�únicamente�la�inundación�más�reciente�(abril� de� 2013),� las�marcas� estructurales� son�de� la� inundación�del� 2009� (2000�m3/s)� y� los�sedimentarios� están� correlacionados� con� la�inundación�de�Febrero�de�1963�(3000�m3/s).


con las medidas instrumentales (nube puntos) para caudales altos (> 500 m3/s), escenario en el que las compuertas ataguías están totalmente abiertas. Los resultados en el embalse son independientes del coeficiente de Manning (n) empleado en el cálculo mientras que a pie de presa los resultados numéricos son mucho más sensibles. A caudales inferiores a 1000 m3/s, las predicciones numéricas coinciden con los registros instrumentales y documentales para n=0.2 s/m1/3. Para caudales superiores a 1000 m3/s se observa que es necesario incrementar el coeficiente de fricción para reproducir los registros instrumentales (años 1910-1930) y los registros documentales (años 2009-2013) hasta los límites superiores 0.45 s/m1/3 y 0.55 s/m1/3, respectivamente. El análisis de los registros documentales en la sección del puente de San Bartolomé, ver figura 4(a), corrobora los valores del coeficiente de fricción inferidos a pie de presa.

La figura 4(a) muestra el perfil longitudinal de la lámina de agua para caudales característicos de inundaciones recientes (500, 1400 y 2000 m3/s) e históricas (3000 m3/s) desde la presa hasta la llanura de San Julián. La lámina de agua es continua y presenta similar pendiente en todos los tramos para 500 m3/s. A caudales mayores se observa un notorio incremento de la pendiente de la lámina de agua a distancias de la presa de 5 km debido a la expansión brusca del flujo desde el canal confinado del río hacia la llanura de inundación. La elevación de los depósitos de sedimento fino en las márgenes de este tramo (marcado con una

cruz) coinciden con los cálculos correspondientes al episodio de inundación de 2013 (caudal 1400 m3/s). Estas evidencias sedimentológicas se observan claramente en la ortofoto de 2014, habiendo permitido delimitar el área inundada en todo el tramo estudiado. La figura 4(b) muestra con trazo continuo los depósitos de sedimento detectados. Nótese el buen acuerdo que existe con el área inundada en la simulación numérica (zona coloreada en azul). En el talud interior del codo que describe el río a 2.5 km de la presa se ha localizado una barra lateral. Se eleva hasta 180 m, cota que coincide con la de los numerosos troncos de árboles depositados en la margen exterior del codo por efecto de la fuerza centrífuga. La elevación del talud sobre la barra de sedimento (184 m) coincide con la lámina de agua para Q=2000 m3/s, siendo éste una posible fuente de sedimento de la barra inferior en los episodios 2009-2010.

Finalmente, en la sección del puente de San Bartolomé, las marcas de agua en sus pilares, las barras de sedimento depositadas aguas abajo del mismo y los descortezados de los árboles pueden ser fácilmente correlacionados con los distintos episodios de inundaciones gracias a la interpretación conjunta de los resultados hidráulicos, registros instrumentales y documentales. Los registros botánicos recogen únicamente la inundación más reciente (Abril de 2013), las marcas estructurales son de la inundación del 2009 (2000 m3/s) y los sedimentarios están correlacionados con la inundación de Febrero de 1963 (3000 m3/s).

FIGURA 4. Elevación de la lámina de agua a lo largo del cauce obtenida mediante simulaciones numéricas (500, 1400, 2000 y 3000 m3/s), registros instrumentales (símbolos cuadrados), registros botánicos (triángulos verdes hacia arriba), barras laterales de sedimento (triángulos marrones hacia abajo), marcas de agua en pila de puente (círculo azul) y depósitos de sedimento fino en zonas de remanso, uniones con tributarios y márgenes seco/mojado (cruces). La imagen de la derecha muestra el área inundada en la simulación numérica 2D (color azul) para un caudal de 1400 m3/s y la localización de depósitos de sedimento fino en las márgenes del río (línea continua negra) durante la inundación de 2013 para caudal de 1434 m3/s. El buen acuerdo de los registros hidrológicos y la simulación numérica muestran la precisión de los cálculos realizados.

FIGURA�4.�Elevación de la lámina de agua a lo largo del cauce obtenida mediante simulaciones numéricas (500, 1400, 2000 y 3000 m3/s), registros instrumentales (símbolos cuadrados), registros botánicos (triángulos verdes hacia arriba), barras laterales de sedimento (triángulos marrones hacia abajo), marcas de agua en pila de puente (círculo azul) y depósitos de sedimento fino en zonas de remanso, uniones con tributarios y márgenes seco/mojado (cruces). La imagen de la derecha muestra el área inundada en la simulación numérica 2D (color azul) para un caudal de 1400 m3/s y la localización de depósitos de sedimento fino en las márgenes del río (línea continua negra) durante la inundación de 2013 para caudal de 1434 m3/s. El buen acuerdo de los registros hidrológicos y la simulación numérica muestran la precisión de los cálculos realizados

CONCLUSIONES

En�este�trabajo�se�han�reconstruido�eventos�de�inundaciones�extremas�en�el�Cuenca�Alta�del�río�Guadalquivir�a�su�paso�por�la�presa�de�Mar-molejo� (provincia� de� Jaén)� con� caudales� pico�de�3000�m3/s�registrados�en�el�periodo�temporal�1911-2015.�Las� incertidumbres�asociadas�a� la�metodología�de� reconstrucción�de�paleo-inun-daciones� pueden� disminuir� complementado�los� registros� sedimentarios� con� otras� fuentes�de�datos�hidrológicos�como�información�docu-

mental,�medidas�instrumentales�y�registros�bo-tánicos.�La�interpretación�combinada�de�todos�los� datos� permite� una� mejor� comprensión� de�la�respuesta�geomorfológica�del�cauce�durante�crecidas� extremas.� El� legado� sedimentario� de�barras� laterales� y� la� erosión� de� taludes� grava�las�inundaciones�más�severas.�Los�depósitos�de�sedimento� en� las�márgenes� de� las� llanuras� de�inundación�recogieron�los�eventos�más�recien-te.� Desafortunadamente,� el� manejo� y� uso� del�suelo�y�la�cubierta�vegetal�han�borrado�los�de-pósitos�previos�a�2013.�En�referencia�a�descor-

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tezados�y�otros�indicios�de�carácter�botánico�se�observa�que�éstos�recogen�únicamente�inunda-ciones� recientes� (2009-2013).� Finalmente,� los�registros� fotográficos� e� instrumentales� fueron�de�gran�valor�y�permitieron�una�cuantificación�exhaustiva�de�la�curva�calado-caudal�para�el�pe-riodo�temporal�1911-2014.�

El�hecho�de�que� las� inundaciones�moder-nas�registren�mayor�coeficiente�de�fricción�que�en�años�previos�a�la�regulación�del�cauce�re-fleja�el�crecimiento�de�la�vegetación�de�ribera�y� la�colonización�de� las�barras�de� sedimento�con�la�puesta�en�funcionamiento�de�la�presa�de�Marmolejo�(año�1962).�Esto�induce�un�incre-mento�de�la�resistencia�hidráulica�y,�por�tanto,�produce� calados�H� mayores� para� un� mismo�caudal�Q,�ver�figura�2(b),�lo�cual�se�traduce�en�un�incremento�del�riesgo�de�inundación�en�los�tramos� regulados� del� río.� Estas� conclusiones�son�cruciales�para�la�elaboración�de�planes�de�gestión�y�mitigación�del�riesgo�de�inundación�a�largo�plazo�(>25�años)�en�el�contexto�de�la�Directiva�Europea�2007/60.

AGRADECIMIENTOS

Trabajo� financiado� por� la� Caja� Rural� de�Jaén�y�la�Universidad�de�Jaén�(proyectos�No.�UJA2013/08/21�y�UJA2014/07/04),�así�como�por�el�Ministerio�de�Economía�y�Competitivi-dad�(CGL2015-70736-R).

REFERENCIAS

Baker,�V.R.,�2008.�Paleoflood�hydrology:�Ori-gin,�progress,�prospects.�Geomorphology,�101,�1–13.

Baker,�V.R.�y�Kale,�V.S.,�1998.�The�role�of�ex-treme�floods�in�shaping�bedrock�channels,�En:�Tinkler,�K.J.,�Wohl,�E.E.�(Eds.),�Rivers Over Rock: Fluvial Processes in Bedrock Channels,�American� Geophysical� Union,�Washington,�D.�C.�153–165.

Benito,�G.,�Brázdil,�R.,�Herget,�J.�y�Machado,�M.J.,�2015.�Quantitative�historical�hydro-

logy�in�Europe.�Hydrol. Earth Syst. Sci.�19,�3517–3539.

Bodoque,� J.,� Díez-Herrero,�A.,� Eguibar,� M.,�Benito,�G.,�Ruiz-Villanueva,�V.� y�Balles-teros-Cánovas,�J.,�2015.�Challenges�in�pa-leoflood�hydrology�applied�to�risk�analysis�in� mountainous� watersheds:�A� review.� J. Hydrol.�529,�449–467.

Bohorquez,� P.,� Aranda,� V.,� Calero,� J.,� Gar-cía-García,�F.,�Ruíz-Ortíz,�P.A.,�Fernández,�T.�y�Salazar,�C.�2014.�Floods�in�the�Guadal-quivir�River�(Southern�Spain).�Proceedings of River Flow 2014,�edited�by�A.J.�Schleiss,�Cesare,� G.,� Franca,� M.� and� Pfister,� M.,�Taylor�and�Francis,�CRC�Press,�1711–1719.

Bohorquez,� P.� y� Darby,� S.E.,� 2008.� The� use�of� one-� and� two-dimensional� hydraulic�modelling�to�reconstruct�a�glacial�outburst�flood� in� a� steep�Alpine� valley.�J. Hydrol.�361,�240–261.

Bohorquez,�P.,�García-García,�F.,�Pérez-Vale-ra,� F.� y�Martínez-Sánchez,�C.� 2013�Uns-teady� two-dimensional� paleohydraulic�reconstruction�of�extreme�floods�over� the�last� 4000� yr� in� Segura� River,� southeast�Spain.�J. Hydrol.,�477,�229–239.

Buffington,�J.M.�y�Montgomery,�D.R.,�2013.�Geomorphic� classification� of� rivers.� En:�Shroder,� J.,�Wohl,� E.� (Eds.),� Treatise on Geomorphology,� Academic� Press,� San�Diego,�CA,�vol.�9,�Fluvial�Geomorpholo-gy.�pp.�730–767.

Carling,�P.A.�2013.�Freshwater�megaflood�sedi-mentation:�What�can�we�learn�about�generic�processes?�Earth Sci. Rev.�125,�87–113.

Couderc,� F.,�Monnier,� J.,�Vila,� J.-P.,� Larnier,�K.,�Madec,�R.�y�Dartus,�D.�2015.�Robust fi-nite volume schemes and variational inver-sions for 2D shallow water models. Appli-cation to flood plain dynamics. https://hal.archives-ouvertes.fr/hal-01133594

Uribelarrea,� D.� y� Benito,� G.,� 2008.� Fluvial�changes� of� the� Guadalquivir� river� du-ring� the� Holocene� in� Córdoba� (Southern�Spain).�Geomorphology,�100,�14–31.

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Dinámica geomorfológica de un cauce efímero afectado por extracción de gravas

Geomorphic behavior of a mined ephemeral stream

M. Calle1, P. Alho2 y G. Benito3

1 �Dpto.�Geología,�Museo�Nacional�de�Ciencias�Naturales�(CSIC),�C/José�Gutiérrez�Abascal�2,�28006,�Madrid�(España).�[email protected]

2 �Dpto.�Geografía�y�Geología,�Universidad�de�Turku,�C/Vesilinnantie�5,�FI-20014,�Turku�(Finlandia).�[email protected] �Dpto.�Geología,�Museo�Nacional�de�Ciencias�Naturales�(CSIC),�C/José�Gutiérrez�Abascal�2,�28006,�Madrid�(España).�[email protected]

Resumen: La� recopilación� de� fotogramas� aéreos,� ortofotografías� e� información� LiDAR� ha�permitido� el� estudio� de� la� evolución� geomorfológica� de� los� últimos� 70� años,� de� un� tramo�de�7.5�km�de�la�Rambla�de�la�Viuda,�un�río�efímero�situado�en�la�provincia�de�Castellón�(centro-este�de�España).�Este�sistema�fluvial�ha�sido�foco�de�una� intensa�extracción�de�gravas�para� la�construcción�desde�1970.�Para�determinar�la�evolución�de�los�cambios�morfológicos�del�lecho�se�han�cartografiado�unidades�homogéneas�a�escala�1/500�de�las�13�series�de�imágenes�(1946,�1956,�1967,�1976,�1983,�1991,�1997,�2001,�2003,�2005,�2007,�2009,�2012)�siguiendo�criterios�morfológicos,� hidráulicos� y� valorando� su� estabilidad� (o� nivel� de� vegetación).� Esto� ha� puesto�de�manifiesto�que� la�extracción�de�áridos�ha�producido�un�gran� impacto�en� la�morfología�del�cauce,�disminuyendo�en�un�50%�la�sección�activa�del�cauce�y�aumentando�un�20%�las�formas�estables�y�vegetadas�respecto�al�estado�previo�a�las�extracciones.�Además,�comenzando�en�1976,�la�exhumación�de�roca�basal�es�cada�vez�más�frecuente�y�comprende�hoy�en�día�un�20%�de�la�superficie�que�ocupaban�las�gravas�en�1956,�hecho�que�demuestra�que�aun�hoy�el�sistema�se�sigue�incidiendo.�Para�cuantificar�esta�incisión�se�ha�usado�el�MDT�junto�a�datos�de�GPS�diferencial�tomados� en� campo.� La� incisión� del� cauce� se� ha� estimado� en�más� de� 3�metros,� comenzando�simultáneamente�a�las�extracciones.�Los�cambios�en�el�clima�o�los�usos�del�suelo�no�han�sido�suficientes� como� para� producir� los� cambios� observados� en� el� cauce� por� lo� tanto� la� falta� de�sedimento�ha�sido�el�desencadenante�principal�de�la�incisión�del�río,�dejando�un�sistema�fluvial�que�aún�hoy�sigue�ajustándose�a�las�nuevas�condiciones�de�disponibilidad�de�sedimento.

Palabras clave: disponibilidad�de�sedimento,�extracción�de�gravas,�incisión�fluvial.

Abstract: Aerial photograms, orthophotos and LiDAR topographies have been scrutinized to analyze the geomorphic evolution of the past 70 years in a 7.5 km long reach in Rambla de la Viuda, an ephemeral gravel stream. This fluvial system is located in the Castellón Province (Center-East of Spain) and it has been intensely mined since 1970s to obtain low-cost aggregate material. To evaluate the bed changes we have mapped comparable units following a morphologic, hydraulic and stability (vegetation) criteria over the 13 sets of images (taken in 1946, 1956,

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1967, 1976, 1983, 1991, 1997, 2001, 2003, 2005, 2007, 2009 and 2012). This has demonstrated that mining have produced a huge impact in the morphology through time. The present active section has been reduced into a 50% and the stable areas have increased up to 20% compared to the conditions observed prior to gravel mining. In addition, disinterment of areas was first recognized in 1976 and has been heavily increased over the last 15 years (up to 20% of the area occupied by gravels in 1956) showing a riverbed yet degrading. To quantify river degradation in z component the DTM of the area and RTK-GPS was used. More than 3 m of incision have been detected, starting simultaneously to gravel mining. Changes in climate and land uses were not significant to produce such changes in the river corridor. Therefore scarcity of sediment has been the trigger of river incision/degradation, which has left an unbalanced river system that is still adjusting for the new conditions of sediment availability.

Key words: gravel mining, river degradation, sediment availability.

INTRODUCCIÓN

La�extracción�de�gravas�ha�sido�una�prácti-ca�muy�común�en�los�ríos�efímeros�españoles�con�varios�picos�de�actividad�durante�las�gran-des� explosiones� de� construcción� (1960-75;�1985-93�y�1996-2008).�Esto�se�debe�a�que�en�este�tipo�de�cauces�los�áridos�se�encuentran�en�unas�excelentes�condiciones:�no�consolidados,�limpios�y�en�ocasiones�clasificados,�de�forma�que� se� encuentran� prácticamente� listos� para�su� ultilización.�Además� la� ausencia� de� agua�en�estos�cauces�permite�su�extracción�de�una�forma�mucho�más� sencilla� y� por� tanto� se� ha�convertido�en�una�práctica�extendida�por�todo�el�mundo�(Martín-Vide�et al.,�2010).

En�España�una�gran�cantidad�de�ríos�pre-sentan�una�hidrología�efímera�si�bien�se�con-centran� en� el� ámbito� mediterráneo.� Sin� em-bargo,�debido�a�su�carácter�esporádico�nunca�habían�sido�incluidos�dentro�del�dominio�pú-blico� hidráulico� (Decreto� ley� 849/1986)� ya�que�sus�límites�fueron�exclusivamente�delimi-tados�bajo�un�criterio�hidrológico.�Esto�resultó�en�que�las�extracciones�no�tuvieran�una�regu-lación�o�control�como�las� llevadas�a�cabo�en�otros� ríos�de� carácter�perenne.�Recientemen-te� la�puesta�en�vigor�del�Decreto�ley�9/2008,�donde�se� incluyen�criterios�geomorfológicos,�ecológicos� e� históricos� para� definir� los� cau-

ces;�parece�que� sí�que�considera�a� estos� ríos�efímeros�como�tales.�A�pesar�de�la�regulación,�los� impactos� sobre� estos� cauces� no� han� sido�solventados,�observándose�generalmente�cau-ces�incididos�con�márgenes�prominentes�y�con�una�reducción�en�los�días�de�flujo.

Desde� siempre� los� estudios� relacionados�con� los� ríos� en� el� ámbito� no� solo� de� la� geo-morfología,�sino� también�de� la�biología�o�de�la�ecología�fluvial,�han�tratado�de�estudiar�las�respuestas� y� ajustes� de� estos� sistemas� a� una�determinada� perturbación� (Pitlick,� 1993;� La-tapie�et al.,�2014).�Comprender�esta�respues-ta,�ya�sea�producida�por�un�cambio�climático,�por�un�cambio�en� las� condiciones� la� cuenca,�por�un�evento�de�inundación�o�incluso�por�las�extracciones� ha� sido� siempre� un� difícil� reto�para�la�geomorfología�fluvial.�Esto�se�debe�a�que�las�modificaciones�ocurridas�en�los�cauces�obedecen� a� una� complicada� combinación� de�variables�dependientes�e�independientes�y�a�la�interconexión�existente�entre�ellas�tanto�en�el�tiempo� como� en� el� espacio� (Schumm,� 1977;�Schumm,�1999).�

Las�variables�que�tradicionalmente�se�pre-tenden� controlar� para� estudiar� la� respuesta� y�ajuste� de� los� ríos� a� una� perturbación� son� el�caudal�y�su�carga�sedimentaria�(Pitlick,�1993).�Generalmente�este�tipo�de�medidas�en�los�ríos�

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son� inexistentes� y�menos� cuando� se� trata� de�remontarse� al� comienzo� de� la� época� instru-mental.�Además�este�tipo�de�medidas�incluso�hoy�en�día�son�difíciles�de�estimar�con�preci-sión� y�más� en� este� tipo� de� ambientes� en� los�que� la�mayor� parte� del� tiempo� no� presentan�flujo�y�que�repentinamente�presentan�caudales�de�mucha�violencia.�Es�por�eso�que�tradicio-nalmente�la�estimación�de�los�cambios�en�los�cursos�fluviales�han�sido�estudiados�por�medio�de�la�fotointerpretación�y�el�cálculo�de�incisio-nes�a�partir�de�transectos�(Camarasa�y�Segura,�2001).

Sin�embargo,�este� tipo�de� técnicas�suelen�tener� varios� problemas.� En� primer� lugar,� la�resolución�temporal�y�espacial�depende�com-pletamente�del�registro�fotográfico�de�la�zona�en�cuestión.�En�segundo�lugar,�los�cálculos�de�incisión�han�sido�llevados�a�cabo�con�GPS�di-ferencial�y�por�tanto�suelen�quedar�reducidas�a�unas�decenas�de�transectos.�Esto�compromete�la�representatividad�de�las�estimaciones�frente�a�un�tramo�relativamente�extenso�del�río.

En�este�trabajo�se�dispone�de�una�recopi-lación�de�imágenes�aéreas�y�ortofotografías�tomadas� en� 13�ocasiones� desde� 1946�hasta�2012,� e� información� topográfica� obtenida�con�LiDAR�en�2009.�La�resolución� tempo-ral�obtenida�con�ellas�es�≤�10�años.�Además�la� combinación� de� ortofotografías� de� alta�resolución� con� los� Modelos� Digitales� del�Terreno�(MDTs)�permite�analizar�la�incisión�en� toda� la� superficie� del� cauce,� obteniendo�valores�representativos�de�todo�el�tramo�es-tudiado.�

Así� pues� lo� que� pretende� este� estudio� es�analizar�una�serie�temporal�de�70�años�a�través�de�13�instantes�de�los�que�se�posee�un�regis-tro� fotográfico�del� tramo.�De� esta�manera� se�podrán�analizar�los�cambios�geomorfológicos�generados�por�las�extracciones�en�el�lecho�de�los�cauces�efímeros,�antes,�durante�y�después�de�estas�alteraciones.�


INTRODUCCIÓN

La extracción de gravas ha sido una práctica muy común en los ríos efímeros españoles con varios picos de actividad durante las grandes explosiones de construcción (1960-75; 1985-93 y 1996-2008). Esto se debe a que en este tipo de cauces los áridos se encuentran en unas excelentes condiciones: no consolidados, limpios y en ocasiones clasificados, de forma que se encuentran prácticamente listos para su ultilización. Además la ausencia de agua en estos cauces permite su extracción de una forma mucho más sencilla y por tanto se ha convertido en una práctica extendida por todo el mundo (Martín-Vide et al., 2010).

En España una gran cantidad de ríos presentan una hidrología efímera si bien se concentran en el ámbito mediterráneo. Sin embargo, debido a su carácter esporádico nunca habían sido incluidos dentro del dominio público hidráulico (Decreto ley 849/1986) ya que sus límites fueron exclusivamente delimitados bajo un criterio hidrológico. Esto resultó en que las extracciones no tuvieran una regulación o control como las llevadas a cabo en otros ríos de carácter perenne. Recientemente la puesta en vigor del Decreto ley 9/2008, donde se incluyen criterios geomorfológicos, ecológicos e históricos para definir los cauces; parece que sí que considera a estos ríos efímeros como tales. A pesar de la regulación, los impactos sobre estos cauces no han sido solventados, observándose generalmente cauces incididos con márgenes prominentes y con una reducción en los días de flujo.

Desde siempre los estudios relacionados con los ríos en el ámbito no solo de la geomorfología, sino también de la biología o de la ecología fluvial, han tratado de estudiar las respuestas y ajustes de estos sistemas a una determinada perturbación (Pitlick, 1993; Latapie et al., 2014). Comprender esta respuesta, ya sea producida por un cambio climático, por un cambio en las condiciones la cuenca, por un evento de inundación o incluso por las extracciones ha sido siempre un difícil reto para la geomorfología fluvial. Esto se debe a que las modificaciones ocurridas en los cauces obedecen a una complicada combinación de variables dependientes e independientes y a la interconexión existente entre ellas tanto en el tiempo como en el espacio (Schumm, 1977; Schumm, 1999).

Las variables que tradicionalmente se pretenden controlar para estudiar la respuesta y ajuste de los ríos a una perturbación son el caudal y su carga sedimentaria (Pitlick, 1993). Generalmente este tipo de medidas en los ríos son inexistentes y menos cuando se

trata de remontarse al comienzo de la época instrumental. Además este tipo de medidas incluso hoy en día son difíciles de estimar con precisión y más en este tipo de ambientes en los que la mayor parte del tiempo no presentan flujo y que repentinamente presentan caudales de mucha violencia. Es por eso que tradicionalmente la estimación de los cambios en los cursos fluviales han sido estudiados por medio de la fotointerpretación y el cálculo de incisiones a partir de transectos (Camarasa and Segura, 2001).

Sin embargo, este tipo de técnicas suelen tener varios problemas. En primer lugar, la resolución temporal y espacial depende completamente del registro fotográfico de la zona en cuestión. En segundo lugar, los cálculos de incisión han sido llevados a cabo con GPS diferencial y por tanto suelen quedar reducidas a unas decenas de transectos. Esto compromete la representatividad de las estimaciones frente a un tramo relativamente extenso del río.

En este trabajo se dispone de una recopilación de imágenes aéreas y ortofotografías tomadas en 13 ocasiones desde 1946 hasta 2012, e información topográfica obtenida con LiDAR en 2009. La resolución temporal obtenida con ellas es ≤ 10 años. Además la combinación de ortofotografías de alta resolución con los Modelos Digitales del Terreno (MDTs) permite analizar la incisión en toda la superficie del cauce, obteniendo valores representativos de todo el tramo estudiado.

FIGURA 1. Situación de la cuenca de la Rambla de la Viuda.

Así pues lo que pretende este estudio es analizar una serie temporal de 70 años a través de 13 instantes de los que se posee un registro fotográfico del tramo.

FIGURA�1.�Situación de la cuenca de la Rambla de la Viuda

Para� ello� se� han� planteado� los� siguientes�objetivos:�1)�estudiar� los�cambios�geomorfo-lógicos�ocurridos�en�el�cauce�a�través�de�la�ela-boración�de�una�cartografía�secuencial�a�partir�de�la�secuencia�de�imágenes;�2)�cuantificar�los�cambios�mediante�comparación�de�superficies�y�a�partir�de�cálculo�de�incisiones,�y�3)�inten-tar�aislar�los�cambios�que�han�sido�producidos�por�las�distintas�variables�y�en�concreto�por�las�extracciones�dentro�del�cauce.

ZONA DE ESTUDIO

La�Rambla�de�la�Viuda�se�encuentra�en�el�centro-este�de�España.�Su�cuenca�de�drenaje�se�extiende�mayoritariamente� en� la� provincia� de�Castellón�y�cubre�un�área�de�algo�más�de�1500�km2.�A�pesar�de�sus�dimensiones,�presenta�un�comportamiento�efímero,�potenciado�por�la�na-turaleza�calcárea�del�sustrato�y�la�irregularidad�de�las�precipitaciones.�El�tramo�de�estudio�com-prende� 7.5� km,� comienza� en� la� carretera� que�atraviesa�la�rambla�y�que�une�los�municipios�de�Costur�y�Vilafamés�y�finaliza�8km�aguas�arriba�de�la�presa�de�María�Cristina.�Aguas�arriba�del�tramo�estudiado�no�existe�ningún� tipo�de�em-balse�y�el�flujo�que�entra�corresponde�al�caudal�producido�naturalmente�por�la�escorrentía.

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La� precipitación� media� anual� varía� entre�450�y�600�l/m2�y�se�agrupa�entre�abril�y�mayo�y�entre� septiembre�y�noviembre.�Y�es�en�este�último� periodo� cuando� se� producen� de� forma�más�intensa,�asociadas�al�aislamiento�de�masas�de�aire�frío�en�altura�o�Depresiones�Aisladas�de�Niveles�Altos�(DANAs).�Estas�condiciones�son�capaces�de�generar�lluvias�que�acumulen�200�l/m2�en�24�horas�y�caudales�que�son�capaces�de�rebasar�la�coronación�del�embalse�(>1500�m3s-1).�Durante� el� periodo� instrumental� (1959-2012)�se�han�registrado�cuatro�grandes�eventos�de�los�cuales�no�se� registró� su�pico�máximo�de�des-carga�pero�que�obtuvieron�caudales�medios�dia-rios�de�640�m3s-1�en�octubre�de�1962,�385�m3s-1�en�octubre�de�2000,�286�m3s-1�en�diciembre�de�1989�y�238�m3s-1�en�octubre�de�1969.

METODOLOGÍA

Para� el� estudio� de� cambios� geomorfológi-cos�del� cauce� se�ha�cartografiado�el� tramo�de�estudio�de� forma�secuencial�y�a�escala�1/500.�Se�ha�elaborado�una�sucesión�de�13�cartografías�correspondientes�a�los�13�grupos�de�fotogramas�recopilados�(Tabla�1).�Estos�fotogramas�fueron�georreferenciados� en�ArcGIS®� (versión� 10.1)�respecto�a�la�imagen�de�máxima�resolución�del�PNOA� (2009).� Para� ello� se� usaron� las� partes�centrales�de�los�fotogramas�y�la�identificación�de�al�menos�40�puntos�comunes�en�el�lecho�o�en�su�defecto�en�ambos�márgenes.

Para�el�análisis�de�incisiones�se�generó�una�cartografía� de� mayor� detalle� (1/150),� identi-ficando�los�mismos�elementos�que�en�las�an-teriores� cartografías� pero� asignando� en� cada�ocasión�la�edad�de�formación.�Esta�cartografía�se� superpuso�al�Modelo�Digital�de�Elevacio-nes� (MDT)� de� la� misma� fecha� para� asignar�las�alturas�a�los�elementos�identificados.�Este�planteamiento�es�similar�al�utilizado�para�una�cartografía� de� terrazas� convencional.� La� re-presentación�gráfica�del�tiempo�de�formación�frente�a�la�altura�de�los�elementos�ofrece�una�visión�de�la�evolución�temporal�de�la�incisión.

Año ColorEscala

originalFuente

Pixel (m)

RMSE x,y (m)

1946 B/W 1/45000 CECAF 1 2.21956 B/W 1/33000 CECAF 1 1.81967 B/W 1/44000 CECAF 0.5 0.81976 B/W 1/18000 MAGRAMA 0.5 1.21983 B/W 1/30000 CNIG 0.9 1.91991 B/W 1/25000 ICV 0.6 11997 RGB 1/10000 ICV 0.5* <22001 B/W 1:40000 CECAF 0.5 0.62003 RGB 1/10000 ICV 0.5* <22005 RGB 1/10000 CNIG-ICV 0.5* <22007 RGB 1/10000 CNIG-ICV 0.5* <22009 RGB 1/5000 CNIG-ICV 0.25* <0.52012 RGB 1/10000 CNIG 0.5* <1TABLA�I. Fotogramas usados para la cartografía geo-morfológica secuencial. RMSE x,y: Error Medio Cuadrá-tico resultado de la georreferenciación

RESULTADOS/DISCUSIÓN

La�serie�cartográfica�ha�permitido�diferen-ciar�tres�estados�evolutivos�principales�separa-dos�por� algunas�de� las�grandes� inundaciones�en�los�últimos�70�años�(Fig.�2).

En�el�primer�periodo�que�comprende�desde�la� toma�de� la�primera� fotografía� aérea� (1946)�hasta� la� avenida� de� 1969,� tras� la� cual� se� em-piezan�a�reconocer�los�primeros�signos�de�ex-tracción�de�áridos�en�el�tramo.�Son�estas�con-diciones� las�que�se�consideran� inalteradas�por�la� acción� humana.� Durante� este� periodo,� las�proporciones�de�cada�uno�de�los�elementos�se�mantienen�en�el� tiempo,�donde�las�formas�ac-tivas�(canales�y�barras�sin�vegetar)�representan�un�70-80%�de�la�superficie�del�cauce.�Esto�re-presenta�entre�80�y�90�metros�de�una�hipotética�sección�media.�El�restante�20-30%�se�distribuye�entre�barras� con�vegetación� incipiente�y�otras�con� vegetación� más� desarrollada,� hecho� que�denota�cierta�estabilidad.�Es�interesante�resaltar�aquí�que�la�mayor�inundación�registrada�se�pro-duce�durante�este�periodo�(1962).�Sin�embargo�no�produce�cambios�significativos�en�el�tramo�estudiado,�hecho�que� indica� la�estabilidad�del�sistema�a�esta�magnitud�y�tipo�de�eventos.

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FIGURA 2. Evolución temporal de los distintos elementos identificados en la cartografía. Las columnas representan las proporciones encontradas en cada una de las imágenes analizadas.

de 1969, tras la cual se empiezan a reconocer los primeros signos de extracción de áridos en el tramo. Son estas condiciones las que se consideran inalteradas por la acción humana. Durante este periodo, las proporciones de cada uno de los elementos se mantienen en el tiempo, donde las formas activas (canales y barras sin vegetar) representan un 70-80% de la superficie del cauce. Esto representa entre 80 y 90 metros de una hipotética sección media. El restante 20-30% se distribuye entre barras con vegetación incipiente y otras con vegetación más desarrollada, hecho que denota cierta estabilidad. Es interesante resaltar aquí que la mayor inundación registrada se produce durante este periodo (1962). Sin embargo no produce cambios significativos en el tramo estudiado, hecho que indica la estabilidad del sistema a esta magnitud y tipo de eventos.

A partir de 1969 las extracciones de áridos comenzaron a afectar al tramo. Con ellas se define un nuevo periodo en el que se desarrolla esta actividad con intensidad. Poco a poco las extracciones fueron sustituyendo a las morfologías típicas del río hasta comprender más del 50% de su superficie en 1983. Esto dejaba una sección activa cercana a los 15 metros. Esta tendencia se debió mantener o incluso incrementar hasta 1989 cuando ocurre otra de las grandes inundaciones registradas. En ese momento la

introducción de sedimentos provenientes de tramos superiores consigue restaurar la conexión sedimentaria casi por completo y por tanto próximas a las condiciones del estadio natural. A pesar de esta naturalización del cauce, la intensa extracción a la que estaba siendo sometida la Rambla pronto disminuye la superficie activa de nuevo a valores por debajo del 50%. En 1997, las condiciones eran similares a las de 1983, con una hipotética sección media activa de 14 m. En profundidad, las extracciones llegan hasta un nivel basal de gravas endurecidas o cementadas en la que posteriormente se observan signos de erosión durante los eventos de menor magnitud. Además, otro tipo de formas empiezan a ser visibles en el entorno provocadas por la falta de sedimento. Las formas en lóbulo con frentes inclinados comienzan a ser frecuentes. También se observan zonas que comienzan a quedar descubiertas de sedimento, hecho que deja patente su falta de disponibilidad. El periodo finaliza con el evento de octubre de 2000 que vuelve a conectar longitudinalmente el sedimento y genera de nuevo una morfología más naturalizada.

Después de esta inundación las extracciones disminuyen de intensidad. Aun así los volúmenes concedidos oficialmente son de 47·106 toneladas al año entre 1998 y 2007. La proporción entre los elementos se estabiliza. En torno a un 35% de la superficie

FIGURA�2.�Evolución temporal de los distintos elementos identificados en la cartografía. Las columnas representan las proporciones encontradas en cada una de las imágenes analizadas

A�partir�de�1969�las�extracciones�de�áridos�comenzaron� a� afectar� al� tramo.�Con� ellas� se�define�un�nuevo�periodo�en�el�que�se�desarrolla�esta�actividad�con�intensidad.�Poco�a�poco�las�extracciones� fueron� sustituyendo� a� las� mor-fologías�típicas�del�río�hasta�comprender�más�del�50%�de�su�superficie�en�1983.�Esto�dejaba�una� sección� activa� cercana� a� los� 15� metros.�Esta� tendencia� se� debió� mantener� o� incluso�incrementar�hasta�1989�cuando�ocurre�otra�de�las� grandes� inundaciones� registradas.� En� ese�momento� la� introducción�de�sedimentos�pro-venientes�de� tramos� superiores�consigue� res-taurar�la�conexión�sedimentaria�casi�por�com-pleto�y�por� tanto�próximas�a� las�condiciones�del�estadio�natural.�A�pesar�de�esta�naturaliza-ción�del�cauce,�la�intensa�extracción�a�la�que�estaba�siendo�sometida�la�Rambla�pronto�dis-minuye�la�superficie�activa�de�nuevo�a�valores�por�debajo�del�50%.�En�1997,�las�condiciones�eran�similares�a�las�de�1983,�con�una�hipoté-tica�sección�media�activa�de�14�m.�En�profun-didad,� las� extracciones� llegan� hasta� un� nivel�

basal�de�gravas�endurecidas�o�cementadas�en�la� que� posteriormente� se� observan� signos� de�erosión�durante�los�eventos�de�menor�magni-tud.�Además,�otro�tipo�de�formas�empiezan�a�ser� visibles� en� el� entorno� provocadas� por� la�falta�de�sedimento.�Las�formas�en�lóbulo�con�frentes�inclinados�comienzan�a�ser�frecuentes.�También�se�observan�zonas�que�comienzan�a�quedar�descubiertas�de�sedimento,�hecho�que�deja�patente�su�falta�de�disponibilidad.�El�pe-riodo�finaliza�con�el�evento�de�octubre�de�2000�que� vuelve� a� conectar� longitudinalmente� el�sedimento�y�genera�de�nuevo�una�morfología�más�naturalizada.

Después� de� esta� inundación� las� extrac-ciones�disminuyen�de�intensidad.�Aun�así�los�volúmenes� concedidos� oficialmente� son� de�47·106�toneladas�al�año�entre�1998�y�2007.�La�proporción� entre� los� elementos� se� estabiliza.�En� torno� a� un� 35%�de� la� superficie� presenta�barras� activas� o� canales� (equivalente� a� unos�35�metros�de�sección).�El�37%�está�compuesto�

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por� barras� vegetadas� o� con� vegetación� inci-piente.�Mientras� todas� las� proporciones� tien-den�a�estabilizarse� la� tasa�de�exhumación�de�roca�basal�o�gravas�cementadas�se�acrecienta,�aumentando� el� área� expuesta� de� un� 5.6%� en�2001�a�un�21%�en�2012.�Este�hecho�indica�que�los�flujos�de�menor�magnitud�redistribuyen�el�sedimento�de�los�laterales�dejando�zonas�des-cubiertas�pero�no�consiguen�establecer�cone-xión� sedimentaria� longitudinal� que� aún� hoy�presenta�el�tramo.�


presenta barras activas o canales (equivalente a unos 35 metros de sección). El 37% está compuesto por barras vegetadas o con vegetación incipiente. Mientras todas las proporciones tienden a estabilizarse la tasa de exhumación de roca basal o gravas cementadas se acrecienta, aumentando el área expuesta de un 5.6% en 2001 a un 21% en 2012. Este hecho indica que los flujos de menor magnitud redistribuyen el sedimento de los laterales dejando zonas descubiertas pero no consiguen establecer conexión sedimentaria longitudinal que aún hoy presenta el tramo.

FIGURA 3. Evolución de la cota media de las formas activas (canales y barras activas). En 1997 no aparece medida ya que ningún elemento entre 1991 y 1997 fue depositado y preservado.

Tras las evidencias de degradación que presentaba el cauce se decidió cuantificar la incisión. Para ello se realizó la superposición de la cartografía de detalle elaborada para 2009 con el MDT obtenido a partir del LiDAR de la misma fecha. Esta superposición permitió evaluar en cada punto (celdas de 1x1 m) la altura de cada elemento respecto al cauce actual. A partir de esta comparación se determinó que las unidades que estaban activas durante el primer periodo presentaban una alturas media de más de 3.5 m respecto al cauce actual (3.5 = 4.22 - 0.74, altura media que presentan actualmente las formas activas, ver

FIGURA 3 3. Esta altura descendía notablemente en 1983, concretamente hasta los 1.8 m. Al igual que sucedía en las cartografías, la avenida de 1989 tiene su impacto también en la altura de los elementos depositados, creando un pequeño relleno tras la inundación (2.3m). Dada la intensa extracción y ausencia de eventos de cierta magnitud hasta 1997, no se preserva ninguna forma activa. No obstante, se piensa que el lecho debió estar más bajo, justo antes de la inundación del 2000.

Durante esta inundación se depositaron elementos a 1.8 m de altura. Hasta hoy, los elementos han tenido

una altura media de 0.7 respecto al punto más bajo pero desde luego no tienen nada que ver con los 4 metros de algunos elementos de 1946.

El reconocimiento y validación en campo de estas alturas se realizó con GPS diferencial, obteniéndose alturas de las distintas marcas de nivel encontradas, gravas colgadas o límites de crecimiento de líquenes (Fig. 4).

FIGURA 4. Niveles de exposición encontrados en la roca. El nivel superior concuerda con el nivel del lecho alrededor de 1946-1967 y el inferior con el nivel del lecho entre 1983-1997.

Aunque la tendencia general de la rambla desde los años 60 es a un incremento de la vegetación en las formas de lecho (y por tanto estabilización) y a la degradación, es interesante observar cómo los eventos de 1989 y 2000 (y en cierta medida en 2009) truncan completamente esta tendencia (Fig. 2). Sin embargo, en condiciones naturales (en equilibrio con el sistema), observamos que los cambios ocasionados por la mayor inundación existente (1962) no son tan apenas visibles. Esta diferencia en la respuesta a los eventos indica el progresivo desequilibrio del sistema con la problemática que introduce esta variabilidad en la planificación territorial o de infraestructuras.

Desde el punto de vista de su conservación, desde el comienzo de las extracciones al final de los 60, son estos eventos de escorrentía (y solo éstos) los que han conseguido recuperan en cierta medida la morfología natural del cauce. Si no fuese así, hoy en día el cauce estaría representado por un lecho endurecido, sin barras móviles y completamente artificial, tal y como se observa en las fotografías de 1983 o 1997.

CONCLUSIONES

FIGURA� 3.�Evolución de la cota media de las formas activas (canales y barras activas). En 1997 no aparece medida ya que ningún elemento entre 1991 y 1997 fue de-positado y preservado

Tras� las� evidencias� de� degradación� que�presentaba� el� cauce� se� decidió� cuantificar� la�incisión.�Para�ello�se�realizó�la�superposición�de� la� cartografía� de� detalle� elaborada� para�2009�con�el�MDT�obtenido�a�partir�del�LiDAR�de�la�misma�fecha.�Esta�superposición�permi-tió� evaluar� en� cada�punto� (celdas�de�1x1�m)�la� altura� de� cada� elemento� respecto� al� cauce�actual.� A� partir� de� esta� comparación� se� de-terminó�que�las�unidades�que�estaban�activas�durante�el�primer�periodo�presentaban�una�al-turas�media�de�más�de�3.5�m�respecto�al�cau-ce�actual�(3.5�=�4.22�-�0.74,�altura�media�que�presentan�actualmente�las�formas�activas,�ver�Fig.�3.�Esta�altura�descendía�notablemente�en�1983,�concretamente�hasta�los�1.8�m.�Al�igual�que�sucedía�en�las�cartografías,�la�avenida�de�1989�tiene�su�impacto�también�en�la�altura�de�

los�elementos�depositados,�creando�un�peque-ño�relleno�tras�la�inundación�(2.3m).�Dada�la�intensa� extracción� y� ausencia� de� eventos� de�cierta� magnitud� hasta� 1997,� no� se� preserva�ninguna�forma�activa.�No�obstante,�se�piensa�que�el�lecho�debió�estar�más�bajo,�justo�antes�de�la�inundación�del�2000.

Durante� esta� inundación� se� depositaron�elementos� a� 1.8�m� de� altura.� Hasta� hoy,� los�elementos�han�tenido�una�altura�media�de�0.7�respecto�al�punto�más�bajo�pero�desde� luego�no� tienen� nada� que� ver� con� los� 4�metros� de�algunos�elementos�de�1946.

El�reconocimiento�y�validación�en�campo�de�estas�alturas�se�realizó�con�GPS�diferencial,�obteniéndose�alturas�de�las�distintas�marcas�de�nivel� encontradas,� gravas� colgadas� o� límites�de�crecimiento�de�líquenes�(Fig.�4).


presenta barras activas o canales (equivalente a unos 35 metros de sección). El 37% está compuesto por barras vegetadas o con vegetación incipiente. Mientras todas las proporciones tienden a estabilizarse la tasa de exhumación de roca basal o gravas cementadas se acrecienta, aumentando el área expuesta de un 5.6% en 2001 a un 21% en 2012. Este hecho indica que los flujos de menor magnitud redistribuyen el sedimento de los laterales dejando zonas descubiertas pero no consiguen establecer conexión sedimentaria longitudinal que aún hoy presenta el tramo.

FIGURA 3. Evolución de la cota media de las formas activas (canales y barras activas). En 1997 no aparece medida ya que ningún elemento entre 1991 y 1997 fue depositado y preservado.

Tras las evidencias de degradación que presentaba el cauce se decidió cuantificar la incisión. Para ello se realizó la superposición de la cartografía de detalle elaborada para 2009 con el MDT obtenido a partir del LiDAR de la misma fecha. Esta superposición permitió evaluar en cada punto (celdas de 1x1 m) la altura de cada elemento respecto al cauce actual. A partir de esta comparación se determinó que las unidades que estaban activas durante el primer periodo presentaban una alturas media de más de 3.5 m respecto al cauce actual (3.5 = 4.22 - 0.74, altura media que presentan actualmente las formas activas, ver

FIGURA 3 3. Esta altura descendía notablemente en 1983, concretamente hasta los 1.8 m. Al igual que sucedía en las cartografías, la avenida de 1989 tiene su impacto también en la altura de los elementos depositados, creando un pequeño relleno tras la inundación (2.3m). Dada la intensa extracción y ausencia de eventos de cierta magnitud hasta 1997, no se preserva ninguna forma activa. No obstante, se piensa que el lecho debió estar más bajo, justo antes de la inundación del 2000.

Durante esta inundación se depositaron elementos a 1.8 m de altura. Hasta hoy, los elementos han tenido

una altura media de 0.7 respecto al punto más bajo pero desde luego no tienen nada que ver con los 4 metros de algunos elementos de 1946.

El reconocimiento y validación en campo de estas alturas se realizó con GPS diferencial, obteniéndose alturas de las distintas marcas de nivel encontradas, gravas colgadas o límites de crecimiento de líquenes (Fig. 4).

FIGURA 4. Niveles de exposición encontrados en la roca. El nivel superior concuerda con el nivel del lecho alrededor de 1946-1967 y el inferior con el nivel del lecho entre 1983-1997.

Aunque la tendencia general de la rambla desde los años 60 es a un incremento de la vegetación en las formas de lecho (y por tanto estabilización) y a la degradación, es interesante observar cómo los eventos de 1989 y 2000 (y en cierta medida en 2009) truncan completamente esta tendencia (Fig. 2). Sin embargo, en condiciones naturales (en equilibrio con el sistema), observamos que los cambios ocasionados por la mayor inundación existente (1962) no son tan apenas visibles. Esta diferencia en la respuesta a los eventos indica el progresivo desequilibrio del sistema con la problemática que introduce esta variabilidad en la planificación territorial o de infraestructuras.

Desde el punto de vista de su conservación, desde el comienzo de las extracciones al final de los 60, son estos eventos de escorrentía (y solo éstos) los que han conseguido recuperan en cierta medida la morfología natural del cauce. Si no fuese así, hoy en día el cauce estaría representado por un lecho endurecido, sin barras móviles y completamente artificial, tal y como se observa en las fotografías de 1983 o 1997.

CONCLUSIONES

FIGURA�4. Niveles de exposición encontrados en la roca. El nivel superior concuerda con el nivel del lecho alrede-dor de 1946-1967 y el inferior con el nivel del lecho entre 1983-1997

Aunque�la�tendencia�general�de�la�rambla�desde�los�años�60�es�a�un�incremento�de�la�ve-getación�en�las�formas�de�lecho�(y�por�tanto�es-tabilización)�y�a�la�degradación,�es�interesante�observar�cómo�los�eventos�de�1989�y�2000�(y�en�cierta�medida�en�2009)�truncan�completa-mente�esta�tendencia�(Fig.�2).�Sin�embargo,�en�condiciones�naturales�(en�equilibrio�con�el�sis-

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tema),�observamos�que�los�cambios�ocasiona-dos�por�la�mayor�inundación�existente�(1962)�no�son�tan�apenas�visibles.�Esta�diferencia�en�la�respuesta�a�los�eventos�indica�el�progresivo�desequilibrio�del�sistema�con�la�problemática�que�introduce�esta�variabilidad�en�la�planifica-ción�territorial�o�de�infraestructuras.�

Desde� el� punto� de� vista� de� su� conserva-ción,�desde�el�comienzo�de�las�extracciones�al�final�de�los�60,�son�estos�eventos�de�escorren-tía�(y�solo�éstos)�los�que�han�conseguido�recu-peran�en�cierta�medida� la�morfología�natural�del�cauce.�Si�no�fuese�así,�hoy�en�día�el�cauce�estaría�representado�por�un�lecho�endurecido,�sin�barras�móviles�y�completamente�artificial,�tal� y� como� se� observa� en� las� fotografías� de�1983�o�1997.

CONCLUSIONES

La� evolución� natural� de� la� Rambla� de� la�Viuda�ha�sido�modificada�enormemente�por�la�extracción�de�áridos�de�su�lecho.

El� impacto�generado�por� las�extracciones�en�este�tipo�de�ríos�no�es�solo�local�y�a�corto�plazo�sino�que�los�problemas�generados�por�la�falta�de� sedimento�necesiten�de� al�menos�30�años�para�llegar�a�un�cierto�equilibrio.�

La� velocidad� de� recuperación� de� los� am-bientes� efímeros� es� muy� lenta� y� es� inversa-mente�proporcional�a�la�frecuencia�y�magnitud�de� los� eventos.�Esto�hace�que�estos� sistemas�sean� tremendamente� sensibles� dado� que� los�días�de�flujo�son�tremendamente�escasos.

Además�del�impacto�visual�y�ecológico,�el�impacto�geomorfológico�y�en�concreto�la�falta�de�conexión�entre�el� sedimento,�deberían�ser�tenidos�en�cuenta�a�la�hora�de�evaluar�el� im-pacto�generado�por� cualquier� actividad�en�el�

lecho� de� un� río.� Con� este� estudio� queda� pa-tente�la�relación�directa�entre�la�conectividad�sedimentaria�con�la�incisión�y�en�general�con�la�degradación�de�los�cauces.

AGRADECIMIENTOS

Se� agradece� el� apoyo� económico� de� las�becas�FPI-2012�y�a� los�proyectos�CGL2011-29176� y� CGL2014-58127-C3-I-R.� Además�se� agradece� la� información� aportada� al� IGN,�ICV�y�CECAF.�También�se�agradece� la�ayu-da�prestada�por�la�Confederación�Hidrográfica�del�Júcar.

REFERENCIAS

Camarasa,� A.� M.� y� Segura,� F.� 2001.� Flood�events� in� Mediterranean� ephemeral�streams� (ramblas)� in� Valencia� region,�Spain.�Catena,�45�(3),�229-249.

Latapie,�A.,�Camenen,�B.,�Rodrigues,�S.,�Pa-quier,�A.,�Bouchard,�J.�P.�y�Moatar,�F.�2014.�Assessing�channel�response�of�a�long�river�influenced�by�human�disturbance.�Catena,�121,�1-12.

Martín-Vide,� J.� P.,� Ferrer-Boix,� C.� y� Ollero,�A.� 2010.� Incision� due� to� gravel� mining:�Modeling� a� case� study� from� the�Gállego�River,�Spain.�Geomorphology,�117� (3–4),�261-271.

Pitlick,� J.� 1993.�Response� and� recovery�of� a�subalpine�stream�following�a�catastrophic�flood.�Geological Society of America Bu-lletin,�105�(5),�657-670.

Schumm,�S.A.�1977.�The fluvial system.�John�Wiley�&�Sons,�New�York,�338�pp.

Schumm,� S.� A.,� 1999.� Causes� and� controls�of�channel� incision.� In:�Darby,�S.�E.,�and�Simon,�A.�(eds.),�Incised River Channels, Processes, Forms, Engineering and Ma-nagement.�John�Wiley�&�Sons,�Chichester,�19-33.

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Las avenidas torrenciales de los barrancos de Portainé, Reguerals y Ramiosa (Pirineo Central): evolución de las cuencas

y dinámica torrencial

Torrential floods of the Portainé, Reguerals and Ramiosa streams (Central Pyrenees): basins evolution and torrential dynamics

G. Furdada1, M. Génova2, M. Guinau1, A. Victoriano1, G. Khazaradze1, A. Díez-Herrero3, J. Calvet1

1 �RISKNAT.�Dpto.�de�Geodinàmica�i�Geofísica,�Fac.�de�Geologia,�Universitat�de�Barcelona,�Barcelona�(España).�[email protected],�[email protected],�[email protected],�[email protected],�[email protected].�

2 �Dpto.�de�Sistemas�y�Recursos�Naturales,�Universidad�Politécnica�de�Madrid,�Madrid�(España).�[email protected]�3 �Dpto.�de�Investigación�y�Prospectiva�Geocientífica,�Instituto�Geológico�y�Minero�de�España,�Madrid�(España)[email protected]�

Resumen: La�estación�de�esquí�de�Port-Ainé,�inaugurada�en�1986�y�situada�en�el�Pallars�Sobirà�(Pirineos� Centrales,� norte� de� la� provincia� de� Lleida),� es� una� infraestructura� clave� para� esta�comarca�de�montaña.�La�vertiente�en�cuya�cabecera�se�sitúa�la�estación,�es�drenada�hacia�el�norte�por�los�torrentes�de�Portainé,�Reguerals�(afluente�del�de�Portainé)�y�Ramiosa.�Sus�cotas�máxima�y�mínima�se�sitúan,�respectivamente,�a�2439�m�(Torreta�de�l’Orri)�y�a�950�m�s.n.m.�(confluencia�con�el�río�Romadriu).�La�carretera�de�acceso�discurre�por�dicha�vertiente,�atravesando�los�torrentes�en�diversos�puntos.�Entre�2006�y�2015�se�produjeron�diez�avenidas�torrenciales�en�los�barrancos�de�Portainé�y�Reguerals,�nueve�de�las�cuales�afectaron�a�la�carretera,�produciendo�aterramientos�con�costes�económicos�considerables�de�reconstrucción�y�mantenimiento�de�las�infraestructuras.

Con� el� objetivo� de� conocer� si� los� torrentes� han� tenido� actividad� torrencial� destructiva� con�anterioridad� a� 2006� y� comprender� la� intensa� actividad� torrencial� actual,� se� ha� estudiado� su�evolución�y�la�de�sus�cuencas�desde�mediados�del�siglo�XX,�con�especial�detalle�durante�la�última�década.�Para�ello,�la�metodología�utilizada�es�el�resultado�de�la�integración�de:�1)�recopilación�de�datos�históricos�de�las�avenidas�y�de�las�actuaciones�antrópicas,�incluyendo�las�obras�de�corrección�hidrológica�llevadas�a�cabo�en�los�torrentes�de�Portainé�y�Reguerals;�2)�estudio�de�la�evolución�de�la�cobertera�vegetal�en�cabecera;�3)�estudio�de�los�cambios�antrópicos�producidos�en�el�ámbito�de�la�estación�de�esquí,�en�especial�en�las�pistas�y�en�sus�drenajes�de�evacuación�del�agua�de�fusión�de� la�nieve;�4)�estudio�de�árboles�afectados�por� las�avenidas� torrenciales�en�el� tramo�bajo�del�torrente�de�Portainé�(dendrogeomorfología),�y�5)�cartografía�mediante�un�SIG�utilizando�estación�total�y�técnicas�avanzadas�de�Global�Navigation�Satellite�System�(GNSS).

Palabras clave: avenidas�torrenciales,�cartografía�SIG,�dendrogeomorfología,�Pirineos�Centrales,�técnicas�GNSS.

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Abstract: The ski resort of Port-Ainé opened in 1986. It is located in the Pallars Sobirà county (Central Pyrenees, northern Lleida province) and is a key infrastructure in this mountainous region. The�flank of the mountain range, on whose head the ski station is located, is drained northward by the Portainé, Reguerals (tributary of Portainé) and Ramiosa streams.�Its maximum and minimum altitudes are 2439 m a.s.l. (Torreta de l’Orri peak) and 950 m a.s.l. (confluence with the Romadriu River). The access road runs along the slope, and traverses them at various points. Between 2006 and 2015 ten torrential floods occurred in Portainé and Reguerals streams, and nine of them affected the road, causing significant damage involving considerable reconstruction and maintenance economic costs.

In order to know if the torrential floods had destructive activity prior to 2006 and to understand the recent intense torrential activity, the evolution of the torrents and their catchments was studied since the mid-twentieth century, with special detail during the last decade. The methodology used integrates: 1) historical data collection of floods and anthropogenic activities, including hydrological correction measures applied in Portainé and Reguerals torrents; 2) study of the evolution of vegetation cover in the headwaters of the watersheds; 3) study of anthropogenic changes in the area of the ski resort, especially the tracks and the snow-melt water drainage channels; 4) study of trees affected by torrential floods in the lower reaches of the Portainé river (dendrogeomorphology), and 5) GIS mapping using total station and Global Navigation Satellite System (GNSS) advanced techniques.

Key words: Central Pyrenees, dendrogeomorphology, GIS mapping, GNSS techniques, torrential floods.

INTRODUCCIÓN

La� estación� de� esquí� de� Port-Ainé,� inau-gurada� en� 1986� y� situada� en� la� comarca� del�Pallars�Sobirà,�al�norte�de�la�provincia�de�Llei-da� (Pirineo� Central),� es� una� infraestructura�clave�para�esta�comarca�de�montaña.�La�ver-tiente� (cota�máxima:�Torreta� de� l’Orri,� 2439�m�s.n.m.;�cota�mínima:�confluencia�con�el�río�Romadriu,�950�m�s.n.m.),�en�cuya�cabecera�se�sitúa�la�estación,�es�drenada�hacia�el�norte�por�los� torrentes�de�Portainé,�Reguerals� (afluente�del�anterior)�y�Ramiosa�(Fig.�1).�La�carretera�de�acceso�discurre�por�dicha�vertiente,�atrave-sando�los� torrentes�en�diversos�puntos.�Entre�2006�y�2015�se�produjeron�diez�avenidas� to-

rrenciales�en�los�barrancos�de�Portainé�y�Re-guerals,�nueve�de�las�cuales�causaron�daños�en�infraestructuras�así�como�costos�considerables�de�reconstrucción�y�mantenimiento�(Raïmat�et al.,� 2013;�García-Oteyza�et al.,� 2015�y� refe-rencias�en�ese�trabajo).�

El�objetivo�de�este� trabajo�es� conocer� si�los� torrentes� han� tenido� actividad� torrencial�destructiva� con� anterioridad� a� 2006� y� com-prender�su�intensa�actividad�actual.�Para�ello,�se�ha�avanzado�en�el� conocimiento�del� fun-cionamiento�de�sus�distintos�sectores� (cabe-cera,� zona� intermedia� y� tramo� bajo,� Fig.� 1)�y� se� han� integrado� los� distintos� resultados�obtenidos.

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INTRODUCCIÓN

La estación de esquí de Port-Ainé, inaugurada en 1986 y situada en la comarca del Pallars Sobirà, al norte de la provincia de Lleida (Pirineo Central), es una infraestructura clave para esta comarca de montaña. La vertiente (cota máxima: Torreta de l’Orri, 2439 m s.n.m.; cota mínima: confluencia con el río Romadriu, 950 m s.n.m.), en cuya cabecera se sitúa la estación, es drenada hacia el norte por los torrentes de Portainé, Reguerals (afluente del anterior) y Ramiosa (Fig. 1). La carretera de acceso discurre por dicha vertiente, atravesando los torrentes en diversos puntos. Entre 2006 y 2015 se produjeron diez avenidas torrenciales en los barrancos de Portainé y Reguerals, nueve de las cuales causaron daños en infraestructuras así como costos considerables de reconstrucción y manteni-miento (Raïmat et al., 2013; García-Oteyza et al., 2015 y referencias en ese trabajo).

El objetivo de este trabajo es conocer si los torrentes han tenido actividad torrencial destructiva con anterioridad a 2006 y comprender su intensa actividad actual. Para ello, se ha avanzado en el conocimiento del funcionamiento de sus distintos sectores (cabecera, zona intermedia y tramo bajo, Fig. 1) y se han integrado los distintos resultados obtenidos.

FIGURA 1.Situación del área de estudio: 1) Unidades geológicas del Pirineo; 2) Esquema geomorfológico donde se sitúan los barrancos de Portainé, Reguerals y Ramiosa; A) cabecera; B) tramo intermedio; C) tramo anterior a la confluencia con el Romadriu. Se incluyen las barreras de retención de sedimentos.

METODOLOGÍA

La metodología utilizada es el resultado de la integración de los siguientes métodos:

Recopilación y análisis de datos documentales de las avenidas y actuaciones antrópicas, incluyendo

las obras de corrección hidrológica (Fig. 1, tramo B; Victoriano et al., 2016 en este volumen). Se han obtenido a partir de informes técnicos, encuestas, hemerotecas y del Arxiu Comarcal de Pallars Sobirà (García-Oteyza et al., 2015).

Estudio y cartografía de la evolución de la cobertera vegetal en cabecera. Se ha realizado a partir de la interpretación de fotografías aéreas ver-ticales (años 1956 y 1997) y de ortofotografías infrarrojas (1996, 2008, 2014), en color (2008 y 2014) y en blanco y negro (1956 y 1997) consultables en ICGC (en línea).

Estudio y cartografía de los cambios antrópicos producidos en el ámbito de la estación de esquí, en especial de las pistas y sus drenajes de evacuación del agua de fusión de la nieve. Se ha realizado como en el caso anterior (años 2005, 2007, 2009, 2011, 2013), mediante visitas de campo y consultando informes.

Dendrogeomorfología: estudio de árboles afecta-dos por los eventos torrenciales (Fig. 1, tramo C) siguiendo las metodologías propuestas por Díez-Herrero et al., (2013a y b) y Génova et al. (2015); base de datos corregida y ampliada con respecto a la de García-Oteyza et al. (2015): 57 árboles y 41 heridas datadas, entre otras evidencias).

Cartografía utilizando estación total y técnicas avanzadas de GNSS, implementada en un SIG.

En el tramo final de los barrancos se ha realizado la integración de los datos dendrogeomorfológicos y to-pográficos en el entorno SIG y se han cotejado con la información documental existente según la metodolo-gía que se resume en la Figura 2. Los resultados obteni-dos se han comparado con las fechas de instalación de las barreras de retención de sedimento en los tramos medios de los barrancos y con las cartografías de evo-lución de la vegetación y los drenajes en la cabecera. RESULTADOS

La recopilación de los datos históricos se resume en la Tabla I. Los resultados del estudio de la evolución de la cobertera vegetal en cabecera y del estudio de los cambios antrópicos producidos en el ámbito de la esta-ción de esquí (tramo A), en especial pistas y sus drena-jes de evacuación del agua de fusión de la nieve, se muestran en las cartografías de las Figuras 3 y 4 y en la Tabla II. La localización de las barreras de retención de sedimento, en la Figura 1 (ver Victoriano et al. 2016 en este volumen). El estudio dendrocronológico (tramo C) y su comparación e integración con los datos históricos se muestra en la Figura 5, y su integración en el entorno SIG en la Figura 6.

FIGURA�1.�Situación del área de estudio: 1) Unidades geológicas del Pirineo; 2) Esquema geomorfológico donde se sitúan los barrancos de Portainé, Reguerals y Ramiosa; A) cabecera; B) tramo intermedio; C) tramo anterior a la confluencia con el Romadriu. Se incluyen las barreras de retención de sedimentos

METODOLOGÍA

La�metodología�utilizada�es�el�resultado�de�la�integración�de�los�siguientes�métodos:�

•� �Recopilación�y�análisis�de�datos�documen-tales�de� las�avenidas�y�actuaciones�antró-picas,� incluyendo� las�obras�de�corrección�hidrológica�(Fig.�1,�tramo�B;�Victoriano�et al.,�2016�en�este�volumen).�Se�han�obteni-do�a�partir�de�informes�técnicos,�encuestas,�hemerotecas�y�del�Arxiu�Comarcal�de�Pa-llars�Sobirà�(García-Oteyza�et al.,�2015).

•� �Estudio� y� cartografía� de� la� evolución� de�la� cobertera� vegetal� en� cabecera.� Se� ha�realizado� a� partir� de� la� interpretación� de�fotografías� aéreas� verticales� (años� 1956�y� 1997)� y� de� ortofotografías� infrarrojas�(1996,�2008,�2014),�en�color�(2008�y�2014)�y�en�blanco�y�negro�(1956�y�1997)�consul-tables�en�ICGC�(en�línea).

•� �Estudio� y� cartografía� de� los� cambios� an-trópicos�producidos�en�el�ámbito�de�la�es-tación� de� esquí,� en� especial� de� las� pistas�y�sus�drenajes�de�evacuación�del�agua�de�fusión�de� la�nieve.�Se�ha� realizado�como�en�el�caso�anterior�(años�2005,�2007,�2009,�

2011,�2013),�mediante�visitas�de�campo�y�consultando�informes.

•� �Dendrogeomorfología:� estudio�de� árboles�afectados�por�los�eventos�torrenciales�(Fig.�1,� tramo� C)� siguiendo� las� metodologías�propuestas�por�Díez-Herrero�et al.,�(2013a�y�b)�y�Génova�et al.�(2015);�base�de�datos�corregida�y�ampliada�con�respecto�a�la�de�García-Oteyza�et al.� (2015):�57�árboles�y�41�heridas�datadas,�entre�otras�evidencias).�

•� �Cartografía�utilizando�estación�total�y�téc-nicas�avanzadas�de�GNSS,� implementada�en�un�SIG.

En� el� tramo� final� de� los� barrancos� se� ha�realizado� la� integración�de� los�datos�dendro-geomorfológicos� y� topográficos� en� el� entor-no�SIG�y�se�han�cotejado�con�la�información�documental� existente� según� la� metodología�que�se�resume�en�la�Figura�2.�Los�resultados�obtenidos� se� han� comparado� con� las� fechas�de�instalación�de�las�barreras�de�retención�de�sedimento�en�los�tramos�medios�de�los�barran-cos�y�con� las�cartografías�de�evolución�de� la�vegetación�y�los�drenajes�en�la�cabecera.

RESULTADOS

La�recopilación�de�los�datos�históricos�se�resume�en�la�Tabla�I.�Los�resultados�del�estu-dio�de�la�evolución�de�la�cobertera�vegetal�en�cabecera�y�del�estudio�de�los�cambios�antró-picos�producidos�en�el�ámbito�de�la�estación�de�esquí� (tramo�A),�en�especial�pistas�y� sus�drenajes�de�evacuación�del�agua�de�fusión�de�la� nieve,� se�muestran� en� las� cartografías� de�las�Figuras�3�y�4�y�en�la�Tabla�II.�La�localiza-ción�de�las�barreras�de�retención�de�sedimen-to,�en�la�Figura�1�(ver�Victoriano�et al.,�2016�en�este�volumen).�El�estudio�dendrocronoló-gico� (tramo�C)�y� su� comparación�e� integra-ción�con�los�datos�históricos�se�muestra�en�la�Figura�5,�y�su�integración�en�el�entorno�SIG�en�la�Figura�6.

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FIGURA 2. Esquema metodológico general empleado en el estudio, desde las fuentes de datos (botánicas, geomorfológicas, topográficas y documentales), a los resultados parciales y finales (frecuencia y magnitud de eventos extremos en el pasado), pasando por las técnicas y herramientas de análisis; y tanto para los métodos dendrogeomorfológicos, como para los geomorfológicos y los histórico-documentales. Fecha Avenidas históricas / actuaciones antrópicas1960-62? / 08 Destrucción puente Montenartró por avenida torr. 11982/XI/06-08 Lluvias torrenciales: de referencia en el Pirineo 1986 Inauguración estación esquí 1997-XII-19 Temporal Pirineo: >150 l/m2 /<24h 2006-V Afección en la carretera 2008 Movim. de tierras importantes en estación esquí 2008/IX/11-12 Avenida torrencial I.: Corta carretera en P y R 2008-XI-02 Aguacero. Corte de la carretera 2009 Proyecto de 5 barreras retención sedim. (inicio) 2010 Movim. de tierras importantes en estación esquí:

construcción de balsa de innivación artificial 2010/VI Instalación de 9 barreras retención sedimento 2010/VII/22-23 Avenida torrencial: Corta carretera en P y R 2010/VIII/12 Avenida torrencial: Corta carretera en P y R 2011/VIII/05 Avenida torrencial m.: Corta carretera en P y R 2011 Obras en desguaces carretera; obras de drenaje

en dominio esquiable. 2013/VII/23 Avenida torrencial I.: Corta carretera en P y R 2014/VIII/02 Avenida torr.: no corta carretera; colmata barreras.2014/VIII/30 Avenida torrencial: Corta carretera en P 2015/VIII/21 Avenida torrencial: Corta carretera en P

TABLA I: Síntesis de los principales datos documentales: eventos históricos de avenidas (en blanco) y actuaciones antrópicas (en gris) que han afectado a los barrancos de Portainé (P) y Reguerals (R). Avenida torrencial I.: importante, m.: menor; 1: se desconoce fecha exacta. Tipo de vegetación (área: km2)

1956 19961997

2008 2014 2014-1956

Sin cobertera vegetal 0,08 0,47 0,57 0,58 0,50

Prado 1,02 0,75 0,69 0,65 -0,37 Arbustos 0,46 0,20 0,17 0,17 -0,29 Bosque poco denso 1,48 1,12 1,11 1,15 -0,32 Bosque denso 1,67 2,21 2,21 2,12 0,45 TABLA II. Áreas correspondientes a las diferentes tipologías de vegetación y áreas sin vegetación calculadas a partir de las cartografías de las cabeceras de los barrancos y sus incrementos (ejemplos en la Figura 3). Destaca el aumento del área sin cobertera vegetal a lo largo del tiempo.

FIGURA�2. Esquema metodológico general empleado en el estudio, desde las fuentes de datos (botánicas, geomorfoló-gicas, topográficas y documentales), a los resultados parciales y finales (frecuencia y magnitud de eventos extremos en el pasado), pasando por las técnicas y herramientas de análisis; y tanto para los métodos dendrogeomorfológicos, como para los geomorfológicos y los histórico-documentales

DISCUSIÓN�Y�CONCLUSIONES

Se�ha�comprobado�que�existe�una�buena�correlación�entre�los�eventos�datados�por�evi-dencias�dendro-geomorfológicas�y�los�que�se�conocen� mediante� la� información� histórica�(respecto� a� precipitaciones� excepcionales� o�daños� en� infraestructuras;� Fig.5� y� Tabla� I)�especialmente� en� los� últimos� 20� años.�Ade-más,�para�periodos�más�antiguos�(entre�1970�y�1990)�se�pueden�destacar�evidencias�abun-dantes�en� los�años�1970-71,�1974-75,�1977-78,�1982-83�y�1987-�88.�Es�decir,�en�este�pe-riodo�se�produjeron�5�eventos�(recurrencia�de�unos�4�años).�Esta�frecuencia�temporal�con-trasta� con� la�más� reciente,� en� la�que� se�han�

producido�10�eventos�en�los�últimos�10�años,�siendo�el�evento�de�2008�de�magnitud�espe-cialmente�importante�(Fig.�6).

A�partir�de�2006,�y�especialmente�de�2008,�coincidiendo�con�importantes�movimientos�de�tierras�en� la�estación�de�esquí� (Tabla� I)�y� llu-vias�que�removilizaron�materiales�y�obturaron�drenajes,� se� produce� la� ruptura� del� equilibrio�geomorfológico�en�los�barrancos�de�Portainé�y�Reguerals� (García-Oteyza�et al.,� 2015):�gene-ración�de�brechas�erosivas�dejando�los�canales�y�vertientes�próximas�desprovistos�de�cobertera�vegetal;�cada�nuevo�evento�torrencial�produce�erosión�y�se�repiten�avenidas�con�gran�cantidad�de�carga�sólida.�En�cabecera,�especialmente�a�

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partir�de�2008,�se�produce�la�disminución�de�la�capacidad� de� infiltración� (pérdida� de� vegeta-ción�-Tabla�2�y�Fig.�3-�y�construcción�de�cana-les�de�evacuación�de�agua�de�las�pistas�de�esquí,�-Fig.�4-).�Esto�conlleva�el�aumento�de�caudales�en�los�inicios�de�los�tramos�intermedios�(Fig.�1,�B),�fácilmente�erosionables.

Fecha Avenidas�históricas�/�actuaciones antrópicas

1960-62?�/�08 Destrucción�puente�Montenartró�por�avenida�torr.�1

1982/XI/06-08 Lluvias�torrenciales:�de�referencia�en�el�Pirineo

1986 Inauguración estación esquí1997-XII-19 Temporal�Pirineo:�>150�l/m2�/<24h�2006-V Afección�en�la�carretera

2008 Movim. de tierras importantes en estación esquí

2008/IX/11-12 Avenida�torrencial�I.:�Corta�carretera�en�P�y�R

2008-XI-02 Aguacero.�Corte�de�la�carretera

2009 Proyecto de 5 barreras retención sedim. (inicio)

2010Movim. de tierras importantes en estación esquí: construcción de balsa de innivación artificial

2010/VI Instalación de 9 barreras retención sedimento

2010/VII/22-23 Avenida�torrencial:�Corta�carretera�en�P�y�R

2010/VIII/12 Avenida�torrencial:�Corta�carretera�en�P�y�R

Fecha Avenidas�históricas�/�actuaciones antrópicas

2011/VIII/05 Avenida�torrencial�m.:�Corta�carretera�en�P�y�R

2011 Obras en desguaces carretera; obras de drenaje en dominio esquiable.

2013/VII/23 Avenida�torrencial�I.:�Corta�carretera�en�P�y�R

2014/VIII/02 Avenida�torr.:�no�corta�carretera;�colmata�barreras.

2014/VIII/30 Avenida�torrencial:�Corta�carretera�en�P

2015/VIII/21 Avenida�torrencial:�Corta�carretera�en�P

TABLA�I:�Síntesis de los principales datos documentales: eventos históricos de avenidas (en blanco) y actuaciones antrópicas (en gris) que han afectado a los barrancos de Portainé (P) y Reguerals (R). Avenida torrencial I.: im-portante, m.: menor; 1: se desconoce fecha exacta

Tipo�de�vegetación(área:�km2)

1956 1996-�1997

2008 2014 ∆�2014-1956

Sin�cobertera�vegetal 0,08 0,47 0,57 0,58 0,50Prado 1,02 0,75 0,69 0,65 -0,37Arbustos 0,46 0,20 0,17 0,17 -0,29Bosque�poco�denso 1,48 1,12 1,11 1,15 -0,32Bosque�denso 1,67 2,21 2,21 2,12 0,45

TABLA�II.�Áreas correspondientes a las diferentes tipo-logías de vegetación y áreas sin vegetación calculadas a partir de las cartografías de las cabeceras de los barran-cos y sus incrementos (ejemplos en la Figura 3). Destaca el aumento del área sin cobertera vegetal a lo largo del tiempo


FIGURA 3. Tres ejemplos de las cartografías de la cobertera vegetal en la cabecera de los barrancos de Ramiosa, Portainé y Reguerals. Las áreas correspondientes a cada tipología se reflejan en la Tabla II. Se observa un aumento considerable del área sin cobertera vegetal a partir de la instalación de las pistas de esquí que aumenta con el tiempo. En esta figura no se ha incluido la cartografía del año 2008.

FIGURA 4. Tres ejemplos de las cartografías de los drenajes de evacuación de las aguas de fusión de la nieve en las pistas de esquí, de los años 2007, 2011 y 2013. Nótese el gran incremento de canales de drenaje, expresados en metros lineales de canal, que se ha producido en 2011.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

Se ha comprobado que existe una buena correlación entre los eventos datados por evidencias dendro-geomorfológicas y los que se conocen mediante la información histórica (respecto a precipitaciones excepcionales o daños en infraestructuras; Fig.5 y Tabla I) especialmente en los últimos 20 años. Además, para periodos más antiguos (entre 1970 y 1990) se pueden destacar evidencias abundantes en los años 1970-71, 1974-75, 1977-78, 1982-83 y 1987- 88. Es decir, en este periodo se produjeron 5 eventos (recurrencia de unos 4 años). Esta frecuencia temporal contrasta con la más reciente, en la que se han producido 10 eventos en los últimos 10 años, siendo el evento de 2008 de magnitud especialmente importante (Fig. 6).

A partir de 2006, y especialmente de 2008, coincidiendo con importantes movimientos de tierras en la estación de esquí (Tabla I) y lluvias que removilizaron materiales y obturaron drenajes, se produce la ruptura del equilibrio geomorfológico en los barrancos de Portainé y Reguerals (García-Oteyza et al., 2015): generación de brechas erosivas dejando los canales y vertientes próximas desprovistos de cobertera vegetal; cada nuevo evento torrencial produce erosión y se repiten avenidas con gran cantidad de carga sólida. En cabecera, especialmente a partir de 2008, se produce la disminución de la capacidad de infiltración (pérdida de vegetación -Tabla 2 y Fig. 3- y construcción de canales de evacuación de agua de las pistas de esquí, -Fig. 4-). Esto conlleva el aumento de caudales en los inicios de los tramos intermedios (Fig. 1, B), fácilmente erosionables.

FIGURA�3.�Tres ejemplos de las cartografías de la cobertera vegetal en la cabecera de los barrancos de Ramiosa, Portainé y Reguerals. Las áreas correspondientes a cada tipología se reflejan en la Tabla II. Se observa un aumento considerable del área sin cobertera vegetal a partir de la instalación de las pistas de esquí que aumenta con el tiempo. En esta figura no se ha incluido la cartografía del año 2008

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FIGURA 3. Tres ejemplos de las cartografías de la cobertera vegetal en la cabecera de los barrancos de Ramiosa, Portainé y Reguerals. Las áreas correspondientes a cada tipología se reflejan en la Tabla II. Se observa un aumento considerable del área sin cobertera vegetal a partir de la instalación de las pistas de esquí que aumenta con el tiempo. En esta figura no se ha incluido la cartografía del año 2008.

FIGURA 4. Tres ejemplos de las cartografías de los drenajes de evacuación de las aguas de fusión de la nieve en las pistas de esquí, de los años 2007, 2011 y 2013. Nótese el gran incremento de canales de drenaje, expresados en metros lineales de canal, que se ha producido en 2011.


Se ha comprobado que existe una buena correlación entre los eventos datados por evidencias dendro-geomorfológicas y los que se conocen mediante la información histórica (respecto a precipitaciones excepcionales o daños en infraestructuras; Fig.5 y Tabla I) especialmente en los últimos 20 años. Además, para periodos más antiguos (entre 1970 y 1990) se pueden destacar evidencias abundantes en los años 1970-71, 1974-75, 1977-78, 1982-83 y 1987- 88. Es decir, en este periodo se produjeron 5 eventos (recurrencia de unos 4 años). Esta frecuencia temporal contrasta con la más reciente, en la que se han producido 10 eventos en los últimos 10 años, siendo el evento de 2008 de magnitud especialmente importante (Fig. 6).

A partir de 2006, y especialmente de 2008, coincidiendo con importantes movimientos de tierras en la estación de esquí (Tabla I) y lluvias que removilizaron materiales y obturaron drenajes, se produce la ruptura del equilibrio geomorfológico en los barrancos de Portainé y Reguerals (García-Oteyza et al., 2015): generación de brechas erosivas dejando los canales y vertientes próximas desprovistos de cobertera vegetal; cada nuevo evento torrencial produce erosión y se repiten avenidas con gran cantidad de carga sólida. En cabecera, especialmente a partir de 2008, se produce la disminución de la capacidad de infiltración (pérdida de vegetación -Tabla 2 y Fig. 3- y construcción de canales de evacuación de agua de las pistas de esquí, -Fig. 4-). Esto conlleva el aumento de caudales en los inicios de los tramos intermedios (Fig. 1, B), fácilmente erosionables.

FIGURA�4.�Tres ejemplos de las cartografías de los drenajes de evacuación de las aguas de fusión de la nieve en las pistas de esquí, de los años 2007, 2011 y 2013. Nótese el gran incremento de canales de drenaje, expresados en metros lineales de canal, que se ha producido en 2011 XIV Reunión Nacional de Geomorfología. Málaga 2016

FIGURA 5. Datación de evidencias dendrogeomorfológicas detectadas en la desembocadura del barranco de Portainé. H: heridas, R: origen de ramas supletorias, S: supresiones, L: liberaciones, A: asimetrías. El símbolo de la nube indica información histórica acerca de precipitaciones elevadas. La señal de aviso indica información histórica acerca de eventos que produjeron daños en las infraestructuras. Las flechas indican fechas clave en la construcción de infraestructuras.

FIGURA 6. Localización de las evidencias dendrogeomorfológicas correspondientes a los eventos de 1958, 1982, 1997 y 2008 en la zona de estudio A (Fig. 1). La integración de los datos en un SIG usando ArcGIS 10.2.2® permite observar la posición y distribución a lo largo del cauce de los árboles muestreados y de los diferentes tipos de evidencias asociadas a los eventos detectados. Se puede destacar, por ejemplo, la gran cantidad de evidencias de todo tipo correspondientes al año 2008 en el que se produjo una avenida importante.

FIGURA�5.�Datación de evidencias dendrogeomorfológicas detectadas en la desembocadura del barranco de Por-tainé. H: heridas, R: origen de ramas supletorias, S: supresiones, L: liberaciones, A: asimetrías. El símbolo de la nube indica información histórica acerca de precipitaciones elevadas. La señal de aviso indica información histórica acerca de eventos que produjeron daños en las infraestructuras. Las flechas indican fechas clave en la construcción de infraestructuras

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De�este�modo,�la�erosión�es�cada�vez�más�efectiva� en� un� proceso� que� se� retroalimenta.�La�precipitaciones�que�producen�estas�aveni-das� a� partir� de� 2008� no� son� extraordinarias,�aunque�sí�intensas�o�muy�intensas�según�crite-rio�de�la�AEMET�(ICG,�2013);�por�ejemplo,�la�avenida�del�5�de�agosto�de�2011�la�produjo�una�precipitación�de�45,4�mm�en�Portainé�(1980�m�s.n.m.);�en�Sort�(682�m�s.n.m.),�a�unos�7�km�al�S-SO,�la�precipitación�descargó�42,6�mm�entre�las�19:00�y�las�20:00�h.�Es�decir,�con�precipi-taciones� relativamente� frecuentes�pero� inten-sas�se�producen�avenidas�con�gran�cantidad�de�carga�sólida�a�partir�de�la�ruptura�del�equilibrio�geomorfológico� (noviembre� de� 2008)� en� los�torrentes�de�Portainé�y�Reguerals.

Las� barreras� de� retención� de� sedimento�que� se� instalan� a� lo� largo� del� cauce� (Fig.� 1)�se� colmatan� rápidamente.� Con� cada� nuevo�evento� se� colmatan� las� de�nueva� instalación,�de�modo�que�los�flujos�densos�las�sobrepasan,�alcanzando� prácticamente� la� confluencia� con�el� río�Romadriu� (Fig.� 5).� Por� tanto,� las� ave-nidas�que�generan�daños�y�producen�registro�dendro-geomorfológico� en� el� tramo� inferior�del�barranco�pasan�a�ser�de�periodicidad�prác-ticamente�anual,�como�se�ha�evidenciado.

No�se�detectan�avenidas� torrenciales�des-tructivas� en� el� barranco� de� la�Ramiosa.�Esta�cuenca� es�morfométricamente�muy� similar� a�la� de� Portainé� (Fargas,� 2015).� El� comporta-


FIGURA 5. Datación de evidencias dendrogeomorfológicas detectadas en la desembocadura del barranco de Portainé. H: heridas, R: origen de ramas supletorias, S: supresiones, L: liberaciones, A: asimetrías. El símbolo de la nube indica información histórica acerca de precipitaciones elevadas. La señal de aviso indica información histórica acerca de eventos que produjeron daños en las infraestructuras. Las flechas indican fechas clave en la construcción de infraestructuras.

FIGURA 6. Localización de las evidencias dendrogeomorfológicas correspondientes a los eventos de 1958, 1982, 1997 y 2008 en la zona de estudio A (Fig. 1). La integración de los datos en un SIG usando ArcGIS 10.2.2® permite observar la posición y distribución a lo largo del cauce de los árboles muestreados y de los diferentes tipos de evidencias asociadas a los eventos detectados. Se puede destacar, por ejemplo, la gran cantidad de evidencias de todo tipo correspondientes al año 2008 en el que se produjo una avenida importante.

FIGURA�6. Localización de las evidencias dendrogeomorfológicas correspondientes a los eventos de 1958, 1982, 1997 y 2008 en la zona de estudio A (Fig. 1). La integración de los datos en un SIG usando ArcGIS 10.2.2® permite observar la posición y distribución a lo largo del cauce de los árboles muestreados y de los diferentes tipos de evidencias asociadas a los eventos detectados. Se puede destacar, por ejemplo, la gran cantidad de evidencias de todo tipo correspondientes al año 2008 en el que se produjo una avenida importante

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miento� diferente� indica� un� distinto� grado� de�susceptibilidad�a�generar�avenidas�torrenciales�que�podría�estar�determinado�por:�a)�la�mayor�cantidad�de�vegetación�arbórea�en�la�cabecera�del�barranco�de�Ramiosa,�y�b)�el�hecho�de�que�prácticamente� no� hay� actividad� antrópica� en�cabecera�que�pueda�inducir�a�un�desequilibrio�en�la�cuenca.

En�estas�cuencas�se�dispone�de�pocos�datos�de�precipitación�que�resulten�significativos�de-bido�a:�1)�su�relieve�pronunciado,�que�comporta�grandes�diferencias�de�precipitación�entre�áreas�muy�próximas�y�2)�a�que�las�series�existentes�son�cortas.�De�todos�modos,�el�análisis�de�los�datos�de� lluvia�existentes,� la�modelización�hi-drológica�de� las�distintas�situaciones�en�cabe-cera�y� la�modelización�hidráulica� apoyada� en�datos�dendrogeomorfológicos�de�paleoniveles,�todo�ello�en�curso,�va�a�aportar�datos�significa-tivos�para�el�avance�en�el�conocimiento�y�com-prensión�del�funcionamiento�de�estas�cuencas.

Finalmente,� cabe�destacar� que� la� integra-ción�de�los�resultados�de�distintos�métodos�y�técnicas�nos�ha�permitido�obtener�un�conoci-miento�superior�al�que�se�obtiene�con�los�re-sultados�de�cada�método�separadamente.

AGRADECIMIENTOS

Este� trabajo� se� ha� realizado� gracias� a� la�financiación�del�Proyecto�CHARMA�(MINE-CO,�Ref.:�CGL2013-40828-R)�y�de�una�Ayuda�APIF� (UB,� convoc.� 2014-15).�Agradecemos�su�colaboración�a�C.�Fañanás�(Dpt.�Medi�Am-bient,� Generalitat� de� Catalunya),� al� personal�de�FF.CC.,�ICGC,�Arxiu�Comarcal�del�Pallars�Sobirà,�a�Ll.�Pla�(MeteoPirineu),�a�la�compa-ñía�hidroeléctrica�Reyesa�y�a�F.�Gutiérrez,�re-visor�de�este�trabajo.

REFERENCIAS

Díez-Herrero,�A.,� Ballesteros-Cánovas,� J.A.,�Bodoque,� J.M.� y� Ruiz-Villanueva,� V.�

2013a.�A�new�methodological�protocol�for�the�use�of�dendrogeomorphological�data�in�flood� risk� analysis.�Hydrology Research,�44.2,�234-247.

Díez-Herrero,�A.,� Ballesteros-Cánovas,� J.A.,�Bodoque,� J.M.� y� Ruiz-Villanueva,� V.�2013b.�A�review�of�dendrogeomorphologi-cal�research�applied�to�flood�risk�analysis�in�Spain.�Geomorphology,�196,�211-220

Fargas,�G.� 2015.�Datación y caracterización de avenidas torrenciales mediante me-todologías dendrogeomorfológicas en los Barrancos de Portainé y de Ramiosa (Pallars Sobirà, Lérida, España).�Trabajo�final�Máster�de�Recursos�Minerales�y�Ries-gos� Geológicos.� Especialidad:� Riesgos�Geológicos.�(UB-UAB)

García–Oteyza,�J.,�Génova,�M.�Calvet,�J.�Furda-da,�G.�Guinau�y�M.�Díez-Herrero,�A.�2015.�Datación� de� avenidas� torrenciales� y� flujos�de� derrubios� mediante� metodologías� den-drogeomorfológicas� (barranco� de� Portainé,�Lleida,�España).�Ecosistemas,�24�(2):�43-50.

Génova,�M.,�Máyer,�P.,�Ballesteros-Cánovas,�J.,�Rubiales,� J.M.,� Saz,�M.A.� y�Díez-He-rrero,�A.�2015.�Multidisciplinary�study�of�flash� floods� in� the�Caldera� de�Taburiente�National�Park�(Canary�Islands,�Spain).�Ca-tena,�131,�22–34.

ICGC� [en� línea]� Cartografia i Geodèsia,�15/03/2016,�http://www.icgc.cat/

IGC�2013.�Avaluació de la dinámica torren-cial del torrent de Portainé,�2�vol.�Código�AP-035/13.� Instituto� Geológico� de� Cata-luña.�Generalitat� de�Cataluña.�Barcelona,�España.

Raïmat,�C.,�Riera,�E.,�Graf,�Ch.,�Luis-Fonse-ca,�R.,�Fañanás,�C.�y�Hürlimann,M.�2013.�Experiencia�de� la�aplicación�de�RAMMS�para� la�modelización�de�flujo�tras� la�apli-cación� de� las� soluciones� flexibles�VX� en�el�barranc�de�Portainé. En:�Libro del VIII Simp. Nac. Sobre Taludes y Laderas Ines-tables, Palma de Mallorca, 11-14 Junio 2013.�CIMNE,�Barcelona,�1131-1144

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Las terrazas del río Alagón. Dataciones por luminiscencia y significado en el contexto de la Depresión de Coria (Cáceres)

The Alagón river terraces. Luminescence datings and its meaning in the context of the Coria Depression (Cáceres)

G. Garzón1, R. Tejero1, P. Fernández1, J. Garrote1

1 �Dpto.� de�Geodinámica,�Univ.�Complutense�Madrid,� 28040,�España.�[email protected];� [email protected];� [email protected];�[email protected].

Resumen: El�río�Alagón�ha�desarrollado�un�extenso�sistema�de�terrazas�dentro�de�la�depresión�cenozoica�de�Coria.�Con�el�fin�de�establecer�la�secuencia�y�evolución�de�estas�terrazas�se�han�realizado�dataciones�de� luminiscencia�por�métodos�de�OSL�y�TL�en�diferentes�muestras.�Los�datos� obtenidos� por� ambos�métodos� ofrecen� un� rango� de� edades� con� gran� similitud,� pero� las�dataciones� conseguidas� se� refieren� solo� a� las� terrazas� bajas.�Los� resultados� pueden� agruparse�en� tres� conjuntos� por� sus� edades:� un� nivel� alto� con� valores� de� edades� entre� >� 60� kay� >� 120�ka� ,�un�nivel�medio�de�edades�de�entre�34�y�45�ka�y�el�nivel�bajo�consistente�en�una� terraza�compleja.�Estos�resultados,�sin�embargo,�ofrecen�inconsistencia�al�representarlos�respecto�a�sus�alturas� sobre�el� río.�Concretamente�en� la� terraza�baja,�que�es� la�que�contiene�más�datos,�para�que�su�interpretación�resulte�coherente�ha�tenido�que�subdividirse�en�tres�tramos�sucesivos.�De�aguas� arriba� a� aguas� abajo� estos� tramos� representan� las� siguientes� edades:� de� 16� a� 22� ka,� de�11� a� 13� ka� y� de� 8,2� a� 8,6� ka.�Esta� configuración� supone� el� rejuvenecimiento� aguas� abajo� de�los�sucesivos�tramos�aterrazados�de�la�terraza�baja,�donde�se�está�produciendo�el�encajamiento�del�río.�El�rejuvenecimiento�de�esta�terraza�aguas�abajo,�también�puede�reconocerse�en�el�perfil�longitudinal�por�el�escalonamiento�sucesivo�entre�los�tramos.�Por�tanto,�se�puede�interpretar�la�terraza�baja�como�una�unidad�compleja�debida�al�retrabajado�de�diferentes�cuerpos�sedimentarios�yuxtapuestos,�que�está�siendo�erosionada�en�su�parte�alta,�mientras�sus�depósitos�se�rejuvenecen�aguas�abajo.

Palabras clave: dataciones,�luminiscencia,�río�Alagón,�terrazas.

Abstract: The Alagón River has developed an extensive system of terraces in the Cenozoic depression of Coria. In order to establish the sequence and evolution of these terraces luminescence dating by OSL and TL methods has been undertaken in different samples. Data obtained by both methods offer similar age ranges, however, obtained dates refer only to the low terraces. Results can be grouped into three clusters by their ages: a high level aged values > 60 ka to >120 ka, a mid-level age between 34 and 45 ka and the lower level consisting of a complex terrace. These results, however, offer inconsistency when they are considered with respect to their height above the river. Specifically, in the lower terrace, the one which contains more data, in order to obtain a consistent interpretation needs to be subdivided into three successive reaches.

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These reaches represent the following ages: 16 to 22 ka, 11 to 13 ka and 8.2 to 8.6 ka. considering them from upstream to downstream. This configuration implies the rejuvenation of the successive terraces on the lower terrace downstream reaches where it is producing the encasing of the river. The rejuvenation of this terrace downstream, can also be recognized in the longitudinal profile by successive steps between reaches. Therefore, the lower terrace consist in a complex unit of different juxtaposed sedimentary bodies that is being eroded and reworked in its upper part, while the deposits rejuvenate downstream.

Key words: Alagón River, dating, luminescence, terraces.

INTRODUCCIÓN

El� río� Alagón� discurre� entallado� en� el�piedemonte�del�Macizo�Varisco,�una�vez�que�su� curso� abandona� el� Sistema�Central.� Solo�cuando�se�adentra�en�la�depresión�cenozoica�de� Coria� es� capaz� de� desarrollar� un� amplio�sistema�de�terrazas�encajadas�en�los�sedimen-tos� terciarios� de� la� depresión.� Una� extensa�llanura�de�retrabajamiento�intraterrazas�defi-ne�la�superficie�regional�(Garzón�et al.,�2014)�a�partir�de�la�que�se�encaja�el�valle�a�través�de�una�compleja�evolución�fluvial�y�de�capturas�(Fig.�1).�En�el�presente�trabajo�nos�centramos�en�el�desarrollo�y�significado�de�las�terrazas�más�bajas,�con�el�fin�de�establecer�su�secuen-cia�evolutiva�a�partir�de�dataciones�de�lumi-niscencia.�

La�correlación�se�ha�basado�además�en�una�cartografía�detallada�realizada�sobre�un�vuelo�1:18.000�de�la�Junta�de�Extremadura�y�el�mo-delo� digital� del� terreno� de� 5m� del� IGN.� Las�dataciones� se�han� realizado�en� los�Laborato-rios�de�Quaternary�TL�Surveys�(Nottingham,�GB)� y� del� USGS� (Denver)� por� métodos� de�TL�y�OSL� respectivamente.�En� ambos� casos�los� resultados� han� presentado� la� limitación�

de� que� el� rango� de� datación� no� ha� superado�los�100�ka.�Este�hecho,� unido� a� la� dificultad�que�presenta�el�muestreo�en�terrazas�de�gravas�compactadas� y� ausencia� de� niveles� de� finos,�hace� que� se� consiguieran� solo� dataciones� de�los�niveles�más�bajos.�Se�incorporan�en�el�cua-dro� las� dataciones� presentadas� en� un� trabajo�anterior,�junto�con�las�obtenidas�recientemente�en� el� laboratorio� de�USGS.�En� estas� últimas�se� analizaron� un� total� de� 10�muestras� de� las�que�dos�fueron�descartadas�por�dar�resultados�anómalos.�El�análisis�se�llevó�a�cabo�en�prin-cipio� sobre�granos�de� cuarzo�por�OSL.�Si� la�curva�de�crecimiento�de�la�muestra�no�ofrecía�saturación�se�continuaba�el�procedimiento.�Si�resultaba�saturada�se�utilizaba�el�protocolo�TT-OSL,�lo�que�solo�fue�necesario�en�el�caso�de�la�muestra�EN-1.�Las�dos�muestras�descarta-das,� ofrecían� valores� discrepantes� entre� si,� y�también� demasiado� recientes� con� respecto� a�la�posible�edad�de�la� terraza�por�su�altura,�al�estar�obtenidas�en�un�talud�escarpado�con�po-sibles�deslizamientos�de�ladera�y�un�blanqueo�reciente.�Las�dataciones�se�recogen�en�la�tabla�I�y�figura�2,�que�incorpora�también�los�resul-tados�obtenidos�anteriormente�(Garzón�et al., 2014).

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trabajo nos centramos en el desarrollo y significado de las terrazas más bajas, con el fin de establecer su

secuencia evolutiva a partir de dataciones de luminiscencia.

FIGURA 1. Sistema de terrazas de la depresión cenozoica de Coria mostrando las terrazas del río Alagón encajadas en la superficie intraterraza.

La correlación se ha basado además en una cartografía detallada realizada sobre un vuelo 1:18.000 de la Junta de Extremadura y el modelo digital del terreno de 5m del IGN. Las dataciones se han realizado en los Laboratorios de Quaternary TL Surveys (Nottingham, GB) y del USGS (Denver) por métodos de TL y OSL respectivamente. En ambos casos los resultados han presentado la limitación de que el rango de datación no ha superado los 100 ka. Este hecho, unido a la dificultad que presenta el muestreo en terrazas de gravas compactadas y ausencia de niveles de finos, hace que se consiguieran solo dataciones de los niveles más bajos. Se incorporan en el cuadro las dataciones presentadas en un trabajo anterior, junto con las obtenidas recientemente en el laboratorio de USGS. En estas últimas se analizaron un total de 10 muestras

de las que dos fueron descartadas por dar resultados anómalos. El análisis se llevó a cabo en principio sobre granos de cuarzo por OSL. Si la curva de crecimiento de la muestra no ofrecía saturación se continuaba el procedimiento. Si resultaba saturada se utilizaba el protocolo TT-OSL, lo que solo fue necesario en el caso de la muestra EN-1. Las dos muestras descartadas, ofrecían valores discrepantes entre si, y también demasiado recientes con respecto a la posible edad de la terraza por su altura, al estar obtenidas en un talud escarpado con posibles deslizamientos de ladera y un blanqueo reciente. Las dataciones se recogen en la tabla I y figura 2, que incorpora también los resultados obtenidos anteriormente (Garzón et al. 2014).

FIGURA�1.�Sistema de terrazas de la depresión cenozoica de Coria mostrando las terrazas del río Alagón encajadas en la superficie intraterraza


Muestra % Agua Dosis Total Dosis Equiv. n Dispersion Edad

X Y Z (m) (Gy/ka)c (Gy) añosOCT ‐ 10 730479 4428002 244,8 4 4.26 ± 0.09 44.8 ± 0.85 25 24% 10,510 ± 310OCT ‐ 11 730048 4427362 248,5 11 4.99 ± 0.08 80.9 ± 4.37 19 46% 16,210 ± 920OCT ‐ 13 713209 4428489 225,7 6 6.62 ± 0.10 57.3 ± 1.83 20 42% 8,650 ± 300OCT ‐ 14 708525 4427672 240,4 19 2.52 ± 0.04 113 ± 4.68 32 22% 45,020 ± 2,0OCT ‐ 15 715022 4427466 233,8 4 4.22 ± 0.09 46.7 ± 0.98 26 34% 11,070 ± 330OCT ‐ 16 714979 4427922 229,4 3 3.84 ± 0.09 31.6 ± 1.74 11 53% 8,220 ± 490OCT ‐ 20 730271 4437214 258,8 2 4.03 ± 0.13 68.6 ± 3.43 17 40% 17,010 ± 1,02OCT ‐ 21 730719 4437289 259,1 2 4.36 ± 0.13 96.0 ± 6.81 15 24% 22,010 ± 1,7

EN‐1 725000 4423753 254,3 7 3.80 ± 0.07 229 ± 12.8 15 6% 60,230 ± 3,55

Coordenadas

TABLA I. Resultados de las dataciones realizadas por OSL.

FIGURA 2. Situación de las muestras datadas y los tramos de aterrazamiento definidos para la terraza baja.

INTERPRETACIÓN DE LAS DATACIONES

Los resultados podrían agruparse según sus edades en tres conjuntos bien diferenciados. Pero este esquema

se presenta inconsistente pues las edades no parecen guardar una relación lógica con su altitud, aún entre muestras cercanas. Sí se obtienen unas relaciones más concluyentes al representar el muestreo respecto al

TABLA�I.�Resultados de las dataciones realizadas por OSL

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Muestra % Agua Dosis Total Dosis Equiv. n Dispersion Edad

X Y Z (m) (Gy/ka)c (Gy) añosOCT ‐ 10 730479 4428002 244,8 4 4.26 ± 0.09 44.8 ± 0.85 25 24% 10,510 ± 310OCT ‐ 11 730048 4427362 248,5 11 4.99 ± 0.08 80.9 ± 4.37 19 46% 16,210 ± 920OCT ‐ 13 713209 4428489 225,7 6 6.62 ± 0.10 57.3 ± 1.83 20 42% 8,650 ± 300OCT ‐ 14 708525 4427672 240,4 19 2.52 ± 0.04 113 ± 4.68 32 22% 45,020 ± 2,0OCT ‐ 15 715022 4427466 233,8 4 4.22 ± 0.09 46.7 ± 0.98 26 34% 11,070 ± 330OCT ‐ 16 714979 4427922 229,4 3 3.84 ± 0.09 31.6 ± 1.74 11 53% 8,220 ± 490OCT ‐ 20 730271 4437214 258,8 2 4.03 ± 0.13 68.6 ± 3.43 17 40% 17,010 ± 1,02OCT ‐ 21 730719 4437289 259,1 2 4.36 ± 0.13 96.0 ± 6.81 15 24% 22,010 ± 1,7

EN‐1 725000 4423753 254,3 7 3.80 ± 0.07 229 ± 12.8 15 6% 60,230 ± 3,55

Coordenadas

TABLA I. Resultados de las dataciones realizadas por OSL.

FIGURA 2. Situación de las muestras datadas y los tramos de aterrazamiento definidos para la terraza baja.


Los resultados podrían agruparse según sus edades en tres conjuntos bien diferenciados. Pero este esquema

se presenta inconsistente pues las edades no parecen guardar una relación lógica con su altitud, aún entre muestras cercanas. Sí se obtienen unas relaciones más concluyentes al representar el muestreo respecto al

FIGURA�2.�Situación de las muestras datadas y los tramos de aterrazamiento definidos para la terraza baja


Los� resultados� podrían� agruparse� según�sus�edades�en� tres�conjuntos�bien�diferencia-dos.�Pero�este�esquema�se�presenta� inconsis-tente�pues�las�edades�no�parecen�guardar�una�relación�lógica�con�su�altitud,�aún�entre�mues-tras� cercanas.� Sí� se� obtienen� unas� relaciones�más� concluyentes� al� representar� el�muestreo�respecto�al�perfil�longitudinal�del�rio�(Fig.�3).�Se�establecen�así�dos�niveles�altos�y�otro�más�bajo,�con�mayor�número�de�muestras.

El�nivel�más�alto,�de�alturas�en�el�entorno�de�los�20�m�sobre�el�cauce,�presenta�un�valor�de�99�ka�y�otros�con�edades�valores�que�supe-ran�>�60�ka�y�>�120�ka.

Un�segundo�nivel�de�muestras�tiene�edades�de�34,�44�y�45�ka.�Si�bien� estos�valores� son�coherentes�respecto�a�su�altitud�topográfica,�su�altura� sobre� el� nivel� del� río� varía� considera-blemente,�desde�los�4�m�de�altura�aguas�arriba�hasta�los�más�de�20�m�a�la�salida�de�la�depre-sión� de� Coria.� Este� nivel� parece� determinar�por�altitud�y�edades�una�etapa�de�agradación�definiendo�un�momento�de�relleno�durante�el�encajamiento� del� valle.� Implica� además� que�con�posterioridad�a�ese�nivel�de�aluvionamien-to,�la�incisión�del�río�ha�sido�mayor�aguas�aba-jo�que�aguas�arriba.

El� nivel� inferior� agrupa� la� mayoría� de�muestras� obtenidas� en� lo� que� constituye� la�terraza�baja�relacionada�con�la�franja�de�mi-gración�del�río�y�que�funciona�como�llanura�

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inundable� en� la� actualidad.�La�pendiente�de�este�nivel�es�ya�consecuente�con�el�perfil�lon-gitudinal� del� río,� sin� sobrepasar� los� 8�m� de�altura�respecto�al�cauce.�El�rango�de�edades,�sin� embargo,� es�muy� amplio� y� tratar� de� es-tablecer�una�correlación�por�su�altura�resulta�caótico.�Se�observa,�sin�embargo,�que�existe�cierta� ordenación� en� relación� con� el� tramo�de�rio�considerado,�por� lo�que�se�han�repre-sentado� las� dataciones� por� su� altitud� sobre�el�perfil�longitudinal�uniendo�los�puntos�con�edades� similares� (Fig.� 3).�De� esta� forma� se�han�podido�diferenciar�tres�tramos�a�lo�largo�del� perfil� que� no� solo� guardan� una� relación�de�edad,� sino�que�además�conservan�alturas�aproximadas� respecto�al� río� (Tabla� II�y�Fig.�2).�Asimismo,� muestran� la� tendencia� a� que�las�edades�disminuyan�aguas�abajo.�El�tramo�de�aguas�arriba�TB1�presenta�edades�de�16�ka,�17�ka�y�22�ka,�el�medio�TB2�de�10�ka,�11�ka�y�13�ka�y�el�bajo�TB3�valores�de�8,2�y�8,6�ka.

Este�hecho�implica�el�rejuvenecimiento�de�los�sucesivos�niveles�de�aterrazamiento�aguas�abajo,�lo�que�también�puede�reconocerse�en�su�perfil�longitudinal�por�el�escalonamiento�suce-sivo�entre�los�tres�tramos.�La�interpretación�de�estas�dataciones�confirma�que�la�superficie�de-sarrollada�sobre�esta�terraza�puede�representar�tanto� eventos� agradacionales� como� erosivos.�Lo�que�datamos�es�el�momento�de�sedimenta-ción�de�esa�terraza,�y�la�superficie�aterrazada�que�se�observa�puede�corresponder�con�etapas�erosivas�o�de�retrabajamiento�muy�posteriores.�Por�ejemplo,�la�muestra�Al-7�de�13,5�ka�y�7m�de�altura�presenta�sobre�ella�un�nivel�de�limos�de� llanura� de� inundación� con� solo� 4,5� ka� de�edad,�lo�que�parece�indicar�una�larga�historia�de�eventos�sedimentarios�o�erosivos�entre�am-bas.

Por� tanto,� se� puede� interpretar� la� unidad�que� ahora� observamos� en� forma� de� terraza�baja�como�una�unidad�compleja�de�superposi-ción�de�diferentes�cuerpos�sedimentarios�que�

en�su�tramo�aguas�arriba�está�siendo�erosiona-da�y�retrabajada�sobre�aluviones�más�antiguos,�mientras�que�las�superficies�de�aterrazamiento�aguas� abajo� se� rejuvenecen� a� la� par� que� sus�depósitos.�Este�hecho�justifica�también�la�apa-rente�anomalía�que�aparece�en� las�edades�de�dos�muestras,�(la�AL-4�de�26,2�ka�y�solo�6m�sobre�el�río�y�la�MO-1�de�34,0�ka,�y�4m�sobre�el�río).


perfil longitudinal del rio (Fig. 3). Se establecen así dos niveles altos y otro más bajo, con mayor número de muestras.

El nivel más alto, de alturas en el entorno de los 20 m sobre el cauce, presenta un valor de 99 ka y otros con edades valores que superan > 60 ka y > 120 ka.

Un segundo nivel de muestras tiene edades de 34, 44 y 45 ka. Si bien estos valores son coherentes respecto a su altitud topográfica, su altura sobre el nivel del río varía considerablemente, desde los 4 m de altura aguas arriba hasta los más de 20 m a la salida de la depresión de Coria. Este nivel parece determinar por altitud y edades una etapa de agradación definiendo un momento de relleno durante el encajamiento del valle. Implica además que con posterioridad a ese nivel de aluvionamiento, la incisión del río ha sido mayor aguas abajo que aguas arriba.

El nivel Inferior agrupa la mayoría de muestras obtenidas en lo que constituye la terraza baja relacionada con la franja de migración del río y que funciona como llanura inundable en la actualidad. La pendiente de este nivel es ya consecuente con el perfil longitudinal del río, sin sobrepasar los 8 m de altura respecto al cauce. El rango de edades, sin embargo, es muy amplio y tratar de establecer una correlación por su altura resulta caótico. Se observa, sin embargo, que existe cierta ordenación en relación con el tramo de rio considerado, por lo que se han representado las dataciones por su altitud sobre el perfil longitudinal uniendo los puntos con edades similares (Fig. 3). De esta forma se han podido diferenciar tres tramos a lo largo del perfil que no solo guardan una relación de edad, sino que además conservan alturas aproximadas respecto al río (Tabla II y Fig. 2). Asimismo, muestran la tendencia a que las edades disminuyan aguas abajo. El tramo de aguas arriba TB1 presenta edades de 16 ka, 17 ka y 22 ka, el medio TB2 de 10 ka, 11 ka y 13 ka y el bajo TB3 valores de 8,2 y 8,6 ka.

Este hecho implica el rejuvenecimiento de los sucesivos niveles de aterrazamiento aguas abajo, lo que también puede reconocerse en su perfil longitudinal por el escalonamiento sucesivo entre los tres tramos. La interpretación de estas dataciones confirma que la superficie desarrollada sobre esta terraza puede representar tanto eventos agradacionales como erosivos. Lo que datamos es el momento de sedimentación de esa terraza, y la superficie aterrazada que se observa puede corresponder con etapas erosivas o de retrabajamiento muy posteriores. Por ejemplo, la muestra Al-7 de 13,5 ka y 7m de altura presenta sobre ella un nivel de limos de llanura de inundación con

solo 4,5 ka de edad, lo que parece indicar una larga historia de eventos sedimentarios o erosivos entre ambas.

Por tanto, se puede interpretar la unidad que ahora observamos en forma de terraza baja como una unidad compleja de superposición de diferentes cuerpos sedimentarios que en su tramo aguas arriba está siendo erosionada y retrabajada sobre aluviones más antiguos, mientras que las superficies de aterrazamiento aguas abajo se rejuvenecen a la par que sus depósitos. Este hecho justifica también la aparente anomalía que aparece en las edades de dos muestras, (la AL-4 de 26,2 ka y solo 6m sobre el río y la MO-1 de 34,0 ka, y 4m sobre el río).

Muestra Altura Edad (ka)OCT ‐ 13 6 m 8,65 ± 0,3OCT ‐ 16 5 m 8,22 ± 0,49

OCT ‐ 15 9 m 11,07 ± 0,33

OCT ‐ 10 4 m 10,51 ± 0,31

AL ‐ 7 7 m 13,39 ± 1,01

AL ‐ 6 6 m 4,52 ± 0,28

OCT ‐ 11 9 m 16,21 ± 0,92

AL ‐ 4 6 m 26,20 ± 2,1

OCT ‐ 20 7 m 17,01 ± 1,02

OCT ‐ 21 4 m 22,01 ± 1,7

MO ‐ 1 3 m 34,0 ± 3,2

AL ‐ 3 8 m 43,9 ± 4,1

OCT ‐ 14 22 m 45,02 ± 2,0EN ‐ 1 20 m > 60,23 ± 3,55JE ‐ 1 14 m 99,0 +25,0/‐16,0

AL ‐ 2 21 m > 120,0

TERRAZA BAJA

Terrazas nivel medio

Terrazas nivel superior

TRAMO BAJO (TB3)

TRAMO MEDIO (TB2)

TRAMO ALTO (TB1)

TABLA II. Síntesis de las dataciones obtenidas y su nivel de terraza asignado con su altura respecto al río.

DISCUSIÓN EN EL CONTEXTO REGIONAL

La interpretación de los resultados puede hacerse desde distintos puntos de vista como causas climáticas, tectónicas o incluso controles locales, como es en este caso, el de una pequeña depresión terciaria con la presencia de un control de base en roca resistente.

El glaciarismo del Sistema Central que afecta a las cabeceras de los ríos Alagón y Jerte es un factor significativo. Según Carrasco et al. (2015) en la Sª de Gredos el casquete glaciar alcanzaría la máxima extensión hace 25 ka, perdiendo lentamente volumen hasta 20 ka (de 370 a 340 Mm3). Después de sufrir un

TABLA�II.�Síntesis de las dataciones obtenidas y su nivel de terraza asignado con su altura respecto al río

DISCUSIÓN EN EL CONTEXTO REGIONAL

La� interpretación�de� los� resultados�puede�hacerse�desde�distintos�puntos�de�vista�como�causas�climáticas,�tectónicas�o�incluso�contro-les� locales,� como� es� en� este� caso,� el� de� una�pequeña� depresión� terciaria� con� la� presencia�de�un�control�de�base�en�roca�resistente.

El� glaciarismo� del� Sistema� Central� que�afecta�a�las�cabeceras�de�los�ríos�Alagón�y�Jer-te� es� un� factor� significativo.� Según�Carrasco�et al.� (2015)� en� la� Sª� de�Gredos� el� casquete�glaciar� alcanzaría� la�máxima� extensión� hace�

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25� ka,� perdiendo� lentamente� volumen� hasta�20�ka�(de�370�a�340�Mm3).�Después�de�sufrir�un� rápido�descenso� (17�ka� -132�Mm3)�y� tras�una�estabilización�en�13�ka�(101�Mm3)�la�fu-sión� acabaría� en� 10� ka.�No� hay� información�sobre�la�respuesta�hidrológica�en�esta�vertiente�Sur,�pero�presumiblemente�durante�el�Último�Máximo�Glaciar� el� caudal� y� la� carga� se� ve-rían� restringidos� favoreciendo� así� la� incisión�del� cauce.�La� rápida�deglaciación,� supondría�la� causa�más�probable� de� la� agradación,� que�en�nuestro�caso�quedaría�reflejada�en�el�tramo�aguas�arriba�de�la�terraza�baja�(16�–�22�ka).�El�deshielo�final�que�supone�el�comienzo�del�Ho-loceno�podría�asociarse�a� los�depósitos�entre�10�y�13�ka.�

No�se�tienen�referencias�de�más�dataciones�de�terrazas�en�zonas�próximas�para�contrastar�

esta�asunción.�Aguas�abajo,�después�de�la�con-fluencia�del�río�Alagón�en�el�Tajo,�Cunha�et al. (2008)�datan�una�terraza�a�una�altitud�entorno�a� los�80�m�y�a�16�m�sobre�el� río�con�edades�entre�26,5�y�21,3�ka.�Se� trata�de�un�depósito�de�desembocadura�de�un�afluente�y�controlado�por�una�portilla�(cluse)�en�cuarcitas�que�ha�fa-vorecido�la�acreción�local.�

En� los� intentos� de� correlación� no� puede�despreciarse�el�papel�jugado�por�los�controles�por�substrato� rocoso.�La� limitación�a� la� inci-sión� determinada� por� el� encajamiento� en� el�macizo�paleozoico�del�tramo�bajo�del�río�pro-piciaría�una�agradación�temporal�en�momentos�de�exceso�de�carga�sólida,�en�alternancia�con�encajamientos�sucesivos�según�el�proceso�de�incisión-�agradación� interactivo�del�concepto�de�respuesta-compleja�de�Shumm�(1977).�


rápido descenso (17 ka -132 Mm3) y tras una estabilización en 13 ka (101 Mm3) la fusión acabaría en 10 ka. No hay información sobre la respuesta hidrológica en esta vertiente Sur, pero presumiblemente durante el Último Máximo Glaciar el caudal y la carga se verían restringidos favoreciendo así la incisión del cauce. La rápida deglaciación, supondría la causa más probable de la agradación, que en nuestro caso quedaría reflejada en el tramo aguas arriba de la terraza baja (16 – 22 ka). El deshielo final que supone el comienzo del Holoceno podría asociarse a los depósitos entre 10 y 13 ka.

No se tienen referencias de más dataciones de terrazas en zonas próximas para contrastar esta asunción. Aguas abajo, después de la confluencia del

río Alagón en el Tajo, Cunha et al. (2008) datan una terraza a una altitud entorno a los 80m y a 16 m sobre el río con edades entre 26,5 y 21,3 ka. Se trata de un depósito de desembocadura de un afluente y controlado por una portilla (cluse) en cuarcitas que ha favorecido la acreción local.

En los intentos de correlación no puede despreciarse el papel jugado por los controles por substrato rocoso. La limitación a la incisión determinada por el encajamiento en el macizo paleozoico del tramo bajo del río propiciaría una agradación temporal en momentos de exceso de carga sólida, en alternancia con encajamientos sucesivos según el proceso de incisión- agradación interactivo del concepto de respuesta-compleja de Shumm (1977).

FIGURA 3. Perfiles de superficies de terrazas reconstruidos según la altitud y las edades de las muestras.

Resulta evidente, por otra parte, el control de los bordes de la depresión por fallas, aunque esos escarpes hayan sido en su mayor parte exhumados por el vaciado erosivo de la depresión. Aun así no debe excluirse una tectónica más reciente, definida por lineamientos que controlan la red fluvial y la disposición de terrazas, hecho también sugerido por

Bascones y Martín Herrero (1987). Más concretamente, el drástico giro del Alagón en su confluencia con el Jerte conforma un amplio meandro que evoluciona hacia el Este, definiendo una serie de aterrazamientos escalonados. Esta rápida migración se confirma por la anomalía en la edad de la muestra AL-4 (26,2 ka y solo a 6m sobre el cauce) indicando que

FIGURA�3.�Perfiles de superficies de terrazas reconstruidos según la altitud y las edades de las muestras

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Resulta� evidente,� por� otra� parte,� el� con-trol�de� los�bordes�de� la�depresión�por� fallas,�aunque�esos�escarpes�hayan�sido�en�su�mayor�parte�exhumados�por�el�vaciado�erosivo�de�la�depresión.�Aun�así�no�debe�excluirse�una�tec-tónica�más�reciente,�definida�por�lineamientos�que�controlan�la�red�fluvial�y�la�disposición�de�terrazas,�hecho�también�sugerido�por�Bascones�y�Martín�Herrero�(1987).�Más�concretamente,�el�drástico�giro�del�Alagón�en�su�confluencia�con�el�Jerte�conforma�un�amplio�meandro�que�evoluciona�hacia�el�Este,�definiendo�una�serie�de� aterrazamientos� escalonados.� Esta� rápida�migración� se� confirma�por� la� anomalía� en� la�edad�de�la�muestra�AL-4�(26,2�ka�y�solo�a�6m�sobre�el�cauce)� indicando�que�depósitos�más�modernos� erosionan�y� se� superponen�a�otros�más�antiguos.�Estos�aterrazamientos�sucesivos�vienen�condicionados�por�la�necesidad�de�sal-var�una�mayor�pendiente,�determinada�por�un�escalón�en�el�perfil�longitudinal�de�rio,�y�están�controlados�por�lineamientos�NNE�paralelos�a�la�dirección�de�las�fallas�de�Béjar�y�Plasencia.

CONCLUSIONES

Las� dataciones� realizadas�mediante�TL� y�OSL� han� permitido� discriminar� tres� conjun-tos:�un�nivel�alto�con�edades�valores�entre�>�60�ka�y�>�120�ka�,�un�nivel�medio�de�edades�de� entre� 34� y� 45� ka.�Y� el� nivel� bajo� consis-tente�en�una�terraza�compleja�que�retrabaja�y�erosiona�en�parte�depósitos�más�antiguos.�Esta�última,�presenta�tres�tramos�sucesivos,�que�de�aguas�arriba�a�aguas�abajo�son:�de�16�a�22�ka,�de�11�a�13�ka�y�de�8,2�a�8,6�ka.�Esto�implica�el� rejuvenecimiento� de� los� sucesivos� niveles�de�aterrazamiento�aguas�abajo,�donde�se�está�produciendo�el�encajamiento�del�río.�

La�complejidad�del�sistema�de�terrazas�se�basa�en� la� falta�de�correspondencia�entre� los�cuerpos�de�agradación�y� la�superficie�de�ate-rrazamiento.� La� correlación� por� altitud� entre�puntos�aislados�lleva�implícita�la�idea�de�que�

el� depósito� de� la� terraza� es� consecuente� con�la�pendiente�del�río,�pero�no�puede�abstraerse�que�coincida�con� la�superficie�aterrazada�ob-servada,�que�puede�ser�resultante�de�un�retra-bajado�con�cambio�de�pendiente�posterior.�La�terraza�baja�del�Alagón�representa�superficies�erosivas� o� de� retrabajamiento� sobre� cuerpos�sedimentarios� de� diferentes� edades� y� etapas.�La�secuencia�de�agradación�ocasionada�en�el�tardiglaciar,� está� siendo� retocada� a� causa�del�incremento� de� la� incisión� aguas� abajo,� de-finiendo� así� la� superficie� de� terraza� baja� que�corta�o�retrabaja�depósitos�cada�vez�más�mo-dernos�aguas�abajo.

AGRADECIMIENTOS

El�presente�trabajo�ha�sido�financiado�por�el�Proyecto�MCI�CGL2011-238579.

REFERENCIAS

Bascones,�L.�y�Martín�Herrero,�D.�1987.�Mapa Geológico de España 1:50.000, hoja nº�622 (Torrejoncillo).�IGME,�Madrid.

Carrasco,�R.M.,�Pedraza,�J.,�Domínguez-Villar,�D.,�Willembring,�J.K.�y�Villa,�J.�2015.�Se-quence� and� chronology� of� the� Cuerpo� de�Hombre�paleoglacier�(Iberian�Central�Sys-tem)�during� the� last�glacial�cycle.�Quater-nary Science Reviews,�129,�163-177.

Cunha,�P.P,�Martins,�A.A.,�Huot,�S.,�Murray,�A.�y�Raposo,�L.�2008.�Dating�the�Tejo�ri-ver�lower�terraces�in�the�Ródão�area�(Por-tugal)�to�assess�the�role�of�the�tectonics�and�uplift.�Geomorphology,�102,�43-54.

Garzón,� M.G.,� Fernández,� P.� y� Tejero,� R.�2014.� Las� terrazas� fluviales� de� la� depre-sión� cenozoica� de� Coria� (Cáceres).� Pri-meras�dataciones�por�termoluminiscencia.�In:�Schnabel,�S.�and�Gómez�Gutiérrez,�A.�(eds.)� Avances deyla Geomorfología en España 2012-2014.�Sociedad�Española�de�Geomorfología,�87-90.

Schumm,�S.A.�1977.�The fluvial system.�John�Wiley�&�Sons,�New�York,�338�pp.

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Estimación inicial de la producción hidrosedimentaria en la cuenca hidrográfica del Guadalete (Cádiz, España)

Preliminary estimation of the hydro-sedimentary yield in the Guadalete fluvial catchment (Cádiz, Spain)

M. Hamani1, F.J. Gracia1, J. Benavente1 y J.J. Gomiz2

1 �Dpto.�de�Ciencias�de�la�Tierra,�Universidad�de�Cádiz,�Cádiz�(España)2 �Dpto.�de�Física�Aplicada,�Universidad�de�Cádiz,�Cádiz�(España)�[email protected]

Resumen:� El� objetivo� de� este� trabajo� es� realizar� una� primera� estimación� de� la� dinámica�hidrosedimentaria� de� la� cuenca� hidrográfica� del� río� Guadalete� (provincia� de� Cádiz)� en� los�últimos� 25� años.� La� complejidad� de� este� trabajo� se� resume� en� obtener� los� datos� necesarios�para� aplicar� un�modelo� hidrológico� que� permita� realizar� una� simulación� de� la� producción� de�sedimentos� en� la� cuenca� y� su� distribución� espacial.� La� importancia� de� la� evaluación� de� los�procesos�hidrosedimentarios�reside�en�definir�e�identificar�áreas�con�alto�riesgo�de�erosión,�así�como�poder�planificar� estrategias� adecuadas�para�poder�minimizar� su� impacto�en� la� zona.�De�entre�los�diferentes�modelos�de�simulación�disponibles,�se�decidió�aplicar�el�modelo�SWAT�(Soil and Water Assessment Tool),�gracias�a�su�capacidad�de�dar�respuesta�dentro�de�una�cuenca�grande�y�durante�un�periodo�de�tiempo�amplio.�Este�modelo�parte�de�la�combinación�de�distintos�datos�referentes� a� variables� involucradas� en� la� erosión� y� transporte� de� sedimentos� por� la� dinámica�fluvial�en�laderas�y�cuencas,�como�son:�modelo�digital�del�terreno�(pendiente,�red�de�drenaje,…),�usos�del�suelo,�tipo�de�suelo�y�datos�climáticos�(precipitación,�temperatura,�humedad�relativa,…).�Los�resultados�obtenidos�en�esta�primera�aproximación,�permiten�dividir�la�cuenca�del�Guadalete�en�8062�Unidades�de�Respuesta�Hidrológicas�(HRU),�en�función�de�los�diferentes�tipos�de�suelo,�la�pendiente�del� terreno�y� las� coberturas�del� suelo�presentes.�Desde�cada�HRU�se�estima�una�producción�de�sedimento�que�a�escala�de�cuenca,�durante�los�últimos�25�años,�es�cercano�a�0.5�t.ha-1.

Palabras clave: modelo�SWAT,�modelización�hidrológica,�producción�de�sedimentos.

Abstract: The aim of this work is to make a preliminary estimate of the hydro-sedimentary dynamics of the Guadalete river catchment (Cadiz province) in the last 25 years. The complexity of this work resides in obtaining the necessary data to apply a hydrologic model that allows for a sediment yield simulation and its spatial distribution in the catchment. The importance of evaluating the hydro-sedimentary processes lies in defining and identifying the high-risk areas of erosion, as well as to plan adequate strategies to minimize their impact on the area. Among the different simulation models available, it was decided to apply the SWAT model (Soil and Water Assessment Tool), thanks to its ability to respond in a large catchment and for an extended period of time. This model combines different data from variables involved in erosion and sediment

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transport by river dynamics in slopes and fluvial catchments, such as: digital terrain model (slope, drainage,...), land use, soil data and climate information (precipitation, temperature, relative humidity, ...). The obtained results in this preliminary approach, allow us to divide the Guadalete catchment in 8062 Hydrologic Response Units (HRU), depending on the soil characteristics, slope of the terrain and land cover. Data from each HRU give an average annual sediment yield for the whole basin during the last 25 years close to 0.5t.ha-1.

Key Words: hydrologic modeling, sediment yield, SWAT model.

INTRODUCCIÓN

El�diagnóstico�del�comportamiento�hidro-sedimentario�en�la�cuenca�del�Guadalete�per-mite,�no�solo�conocer�el�balance�hídrico�sino�también�identificar�las�zonas�que�contribuyen�con�más�materiales�sedimentarios�a�la�cuenca,�y�que�luego�llegan�a�las�zonas�bajas�de�la�mis-ma.�Esto�exige�un�enfoque�global�y�un�análisis�combinado� de� cada� factor� que� influye� en� la�producción� de� sedimentos� en� la� cuenca:� to-pografía,�pendientes,�red�de�drenaje,�usos�del�suelo,�climatología�y�el�tipo�de�suelo.

El�interés�principal�de�este�trabajo�es�rea-lizar� un� primer� ensayo� para� comprender� los�mecanismos� y� el� papel� de� cada� factor� en� la�variación�de�la�producción�de�sedimentos�du-rante�los�últimos�25�años�en�la�cuenca�del�río�Guadalete�(provincia�de�Cádiz).

Uno�de�los�problemas�que�surgen�cuando�se�realiza�este�tipo�de�investigación�a�nivel�de�una�cuenca�de�tamaño�grande�es�asociar�todos�los� factores�citados�y� realizar�un�diagnóstico�global�de�la�producción�de�sedimentos�durante�los�últimos�25�años.�Para�ello�hay�que�acudir�a� modelos� matemáticos� que� permitan� reali-zar�simulaciones�de�una�cuenca�grande�en�un�periodo� amplio� teniendo� en� cuenta� todos� los�factores.�La�elección�del�modelo�de�erosión�ha�sido�el�principal�escollo�para�realizar�este�tipo�de� investigación.�El� factor�determinante�para�elegir�el�modelo�depende�del� tipo�de�resulta-dos�que�se�espera�obtener�de�su�uso�(Alatorre�y�Beguería,�2009),�y�su�capacidad�de�realizar�

simulaciones�en�una�cuenca�de�tamaño�grande�y�dentro�un�periodo�amplio.

Se� ha� optado� finalmente� por� el� modelo�SWAT�(Soil Water Assessment Tools),�que�es�un�modelo�hidrológico�distribuido,�continuo�y�de�paso�diario,� diseñado�por� el�Departamen-to� de�Agricultura� de�EEUU�en� conjunto� con�la�Universidad�de�Texas�A&M�(Arnold�et al,.�1990).�Este�modelo�permite�predecir�los�efec-tos�de�cambios�en�las�condiciones�ambientales�de�una�cuenca�hidrográfica�(clima,�vegetación,�gestión�de�embalses,�utilización�de�aguas�sub-terráneas,� etc.)� sobre� la� producción� de� esco-rrentía,� sedimentos� y� erosión,� así� como� con-taminantes� químicos� en� cuencas� grandes.�La�representación�espacial�es�agregada,�dividien-do� la� zona� en� subcuencas� de� características�hidrológicas�homogéneas.�Puede�efectuar�una�simulación�continua�desde�un�año�hasta�cien�años,�con�intervalo�diario.

La� cuenca� hidrográfica� del� Guadalete� se�incluye�mayoritariamente� en� la� provincia� de�Cádiz� (Fig.� 1),� con� pequeñas� porciones� en�las�provincias�de�Málaga�y�Sevilla.�La�cuen-ca�nace�en�la�Sierra�de�Grazalema�y,�hasta�su�desembocadura�en�El�Puerto�de�Santa�María,�recorre�169�km.�El�punto�más�alto�de�la�zona�se�sitúa�a�1.648�msnm,�en�la�serranía�de�Gra-zalema.� La� cuenca� drena� una� superficie� de�3.394,69�km2.�El�régimen�pluvial�es�de�lluvia�invernal,�que�se�caracteriza�por�lluvias�torren-ciales� entre� octubre� y� marzo� (Consejería� de�Medio�Ambiente�y�Ordinación�del�Territorio,�06/04/2016).� Los� tributarios� más� importan-

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tes del río Guadalete son los ríos Majaceite y Guadalporcún, así como el Arroyo Salado.

La cuenca se encuentra en el borde más meridional de la depresión terciaria del Gua-dalquivir, en la zona de contacto con el extre-mo occidental de las Cordilleras Béticas, en el seno del olistostroma subbético. Los materia-les aflorantes pueden agruparse en tres con-juntos con características litoestratigráficas y edades diferentes (Gutiérrez Mas et al., 1991):

• Materiales subbéticos: Comprenden arcillas abigarradas con yesos del Triásico, calizas y dolomías del Jurásico, y margas y margo-calizas del Cretácico – Terciario (Mioceno inferior). Conforman los relieves montaño-sos de la Sierra de Grazalema, ámbito de nacimiento y desarrollo inicial del río.

• Materiales parautóctonos: representados por margas silíceas blancas (albarizas/mo-ronitas) que constituyen la formación de base de la cuenca miocena autóctona.

• Materiales autóctonos: comprenden el res-to de depósitos miocenos y pliocenos que, sobre las albarizas, rellenan la cuenca de Jerez-Arcos, con predominio de facies de margas y areniscas. Estas unidades cons-tituyen el substrato principal por el que discurre el río en sus tramos medios y ba-jos, y es en esta zona donde se observa un importante desarrollo de terrazas fluviales cuaternarias, que franquean el valle actual en buena parte de su recorrido.

METODOLOGÍA

El modelo SWAT es un modelo semidistri-buido para el modelamiento hidrológico que fue desarrollado por el USDA-ARS (Agricul-tural Research Service) de los Estados Uni-dos, para simular la producción de agua y se-dimentos en cuencas hidrográficas complejas con variación en suelos, uso de suelo y condi-ciones de manejo en largos periodos de tiempo (Arnold et al., 1998).


FIGURA 1. Localización geográfica de la zona de estudio

Para la estimación de la producción de sedimento se calcula para cada Unidad de Respuesta Hidrológica (HRU) la ecuación universal modificada de pérdida de suelo (MUSLE). La ecuación MUSLE utiliza la cantidad de pérdida s para simular la producción de sedimento (Williams, 1975):

donde sed es la producción de sedimentos en un día dado (en toneladas métricas), Q es el volumen de la escorrentía en m3, qp es el caudal instantáneo máximo, K es el factor de erosionabilidad del suelo, L es el factor de longitud de pendiente, S el factor pendiente, C es el factor de cuantificación de efectos de la cobertura vegetal y P es el factor de prácticas de cultivo.

PROCESADO DE LOS DATOS DE ENTRADA

Se requieren los datos de Modelo Digital del Terreno (MDT), mapa de tipos de suelos y usos del suelo para definir y delimitar las subcuencas y unidades HRU.

El Modelo Digital del Terreno (MDT) se obtuvo de la página del Instituto Geográfico Nacional (IGN), en formato ráster con una resolución de 25 m x 25 m, lo cual permitió delimitar la cuenca hidrográfica y definir todas las subcuencas y red de drenaje (Fig. 2).

FIGURA 2. Mapa de pendiente de la cuenca del río Guadalete (IGN).

Para el mapa de usos del suelo se utilizó el mapa de usos y coberturas vegetales del suelo de Andalucía 2007, a escala de 1:25.000, desde la Red de Información Ambiental REDIAM, de la Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Andalucía (Fig. 3).

FIGURA 3. Mapa de usos del suelo de la cuenca del río Guadalete (REDIAM, Junta de Andalucía).

Para la información de tipo de suelo se contó con mapas de análisis de suelo de Andalucía a escala 1:400.000, realizados por la empresa Evenor-Tech de base tecnológica en colaboración con el CSIC (Monge, 2008). El modelo requiere los siguientes datos de suelo para cada perfil de suelo: densidad aparente, conductividad hidráulica, porcentajes de arenas, limos y arcillas y contenido de materia orgánica, entre otros.

De acuerdo a esta base de datos, los suelos predominantes en la cuenca del Guadalete son los de tipo Cambisol/Regosol en un 21,35% del total de la superficie, siguiéndoles los Cambisol/Litosol en un 16,45%, los Cambiosol/Regolsol/Arenosol, que cubren


Para la estimación de la producción de se-dimento se calcula para cada Unidad de Res-puesta Hidrológica (HRU) la ecuación univer-sal modificada de pérdida de suelo (MUSLE). La ecuación MUSLE utiliza la cantidad de pérdida s para simular la producción de sedi-mento (Williams, 1975):

sed = 11.8 (Q·qp)0.56.K.L.S.C.P.

donde sed es la producción de sedimentos en un día dado (en toneladas métricas), Q es el vo-lumen de la escorrentía en m3, qp es el caudal instantáneo máximo, K es el factor de erosiona-bilidad del suelo, L es el factor de longitud de pendiente, S el factor pendiente, C es el factor de cuantificación de efectos de la cobertura ve-getal y P es el factor de prácticas de cultivo.


Se requieren los datos de Modelo Digital del Terreno (MDT), mapa de tipos de suelos y usos del suelo para definir y delimitar las sub-cuencas y unidades HRU.

El Modelo Digital del Terreno (MDT) se obtuvo de la página del Instituto Geográfico

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Nacional� (IGN),� en� formato� ráster� con� una�resolución�de�25�m�x�25�m,� lo�cual�permitió�delimitar�la�cuenca�hidrográfica�y�definir�todas�las�subcuencas�y�red�de�drenaje�(Fig.�2).













FIGURA�2.�Mapa de pendiente de la cuenca del río Gua-dalete (IGN)

Para�el�mapa�de�usos�del�suelo�se�utilizó�el�mapa�de�usos�y�coberturas�vegetales�del�sue-lo� de�Andalucía� 2007,� a� escala� de� 1:25.000,�desde� la�Red�de� Información�Ambiental�RE-DIAM,�de� la�Consejería�de�Medio�Ambiente�de�la�Junta�de�Andalucía�(Fig.�3).













FIGURA�3.�Mapa de usos del suelo de la cuenca del río Guadalete (REDIAM, Junta de Andalucía)

Para� la� información� de� tipo� de� suelo� se�contó�con�mapas�de�análisis�de�suelo�de�An-dalucía� a� escala� 1:400.000,� realizados� por� la�empresa�Evenor-Tech�de�base�tecnológica�en�colaboración�con�el�CSIC�(Monge,�2008).�El�modelo�requiere�los�siguientes�datos�de�suelo�

para� cada�perfil� de� suelo:� densidad� aparente,�conductividad�hidráulica,�porcentajes�de�are-nas,� limos� y� arcillas� y� contenido� de�materia�orgánica,�entre�otros.

De�acuerdo�a�esta�base�de�datos,� los�sue-los� predominantes� en� la� cuenca� del� Guada-lete� son� los�de� tipo�Cambisol/Regosol� en�un�21,35%�del� total� de� la� superficie,� siguiéndo-les� los� Cambisol/Litosol� en� un� 16,45%,� los�Cambiosol/Regolsol/Arenosol,�que�cubren�un�11,73%,�los�Cambisol/Regosol�con�un�11,40%�y�el�resto�lo�forman�otras�unidades�de�suelo�de�menor�importancia.

A�partir� de� los�datos�de� tipo�de� suelo,� se�elaboró�un�mapa�de�textura�de�suelo�para�de-finir� las�zonas�de�mayor�permeabilidad�en� la�cuenca�(Fig.�4).�Este�mapa�se�elaboró�en�fun-ción�del�porcentaje�de�tamaño�de�grano�de�par-tículas�menores�de�2�mm�(arcilla,�limo�y�are-na)�a�partir�del�triángulo�de�texturas-USDA.


un 11,73%, los Cambisol/Regosol con un 11,40% y el resto lo forman otras unidades de suelo de menor importancia.

A partir de los datos de tipo de suelo, se elaboró un mapa de textura de suelo para definir las zonas de mayor permeabilidad en la cuenca (Fig. 4). Este mapa se elaboró en función del porcentaje de tamaño de grano de partículas menores de 2 mm (arcilla, limo y arena) a partir del triángulo de texturas-USDA.

FIGURA 4. Mapa de texturas de los suelos de la cuenca del río Guadalete.

Los datos climáticos que el modelo requirió fueron precipitaciones diarias, temperaturas, viento, humedad relativa y radiación solar. Ante la dificultad de obtener una serie amplia de datos climáticos, se optó como primera aproximación por utilizar los datos aportados por WaterBase, base de datos de la Universidad de las Naciones Unidas (United Nations University), recomendado por la comunidad de SWAT. Los datos utilizados han sido importados desde la base de datos en 17 de mayo de 2015. La figura 5 representa la distribución media de precipitación durante los últimos 25 años en la cuenca de Guadalete.


Los primeros resultados de la aplicación del modelo SWAT (Fig. 6) permiten realizar un diagnóstico aproximado de la producción de sedimentos en toda la cuenca del Guadalete. La presencia de varios factores que influyen en esta producción dificulta la identificación de la sensibilidad de cada factor sobre los cambios espacio-temporal de la producción.

A nivel de la cuenca se puede identificar una mayor producción de sedimentos en la subcuenca que corresponde a la serranía de Grazalema, alrededor de 4

t ha-1, que es una zona con muy alta pluviosidad, de las mayores de España, superando los 2.000 mm de media. Se caracteriza por un relieve muy abrupto, cuya pendiente media supera los 30º, con un tipo de suelo franco-arcilloso. La cobertera vegetal es muy pobre y en muchos lugares prácticamente inexistente, lo que facilita la erosión.

FIGURA 5. Mapa de distribución media de precipitaciones en la cuenca del río Guadalete (Universidad de Naciones Unidas 17/05/2015).

Otra zona con un nivel de producción alto es la subcuenca del río Majaceite, con unos valores de similares a la anterior. Esta subcuenca está representada igualmente por suelos franco-arcillosos que en conjunto son muy impermeables, lo que genera importantes flujos por escorrentía superficial que van a parar al río.

La producción media anual en toda la cuenca, durante todo el periodo de estudio, es de 0,5 t.ha-1. Este valor es muy bajo si se compara con los resultados obtenidos en otros trabajos en otras cuencas de España, que también han utilizado la modelización con SWAT. Así, Palazón y Navas (2012), en la cuenca de Villacarli (Pirineo Central español) obtienen una producción específica promedio de alrededor de 26,37 t.ha-1, si bien su determinación corresponde a un periodo de estudio de solo dos años, entre 2006 y 2008.

En el caso de la cuenca del Guadalete la tendencia de la producción total es decreciente conforme se pierde pendiente. Los valores más bajos corresponden a subcuencas de llanuras intermedias próximas a los embalses de Arcos y Bornos, así como las subcuencas de las llanuras cercanas a la desembocadura del río.

Analizando la evolución mensual de la producción, se observa que los valores de máxima producción

FIGURA�4.�Mapa de texturas de los suelos de la cuenca del río Guadalete

Los�datos�climáticos�que�el�modelo�requi-rió� fueron�precipitaciones�diarias,� temperatu-ras,�viento,�humedad�relativa�y�radiación�solar.�Ante�la�dificultad�de�obtener�una�serie�amplia�de� datos� climáticos,� se� optó� como� primera�aproximación�por�utilizar�los�datos�aportados�por�WaterBase,�base�de�datos�de�la�Universi-dad�de� las�Naciones�Unidas� (United Nations

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University),� recomendado� por� la� comunidad�de� SWAT.�Los� datos� utilizados� han� sido� im-portados�desde�la�base�de�datos�en�17�de�mayo�de�2015.�La�figura�5�representa�la�distribución�media�de�precipitación�durante�los�últimos�25�años�en�la�cuenca�de�Guadalete.


Los� primeros� resultados� de� la� aplicación�del�modelo�SWAT� (Fig.� 6)� permiten� realizar�un�diagnóstico� aproximado�de� la� producción�de�sedimentos�en�toda�la�cuenca�del�Guadale-te.�La�presencia�de�varios� factores�que� influ-yen�en�esta�producción�dificulta�la�identifica-ción�de�la�sensibilidad�de�cada�factor�sobre�los�cambios�espacio-temporal�de�la�producción.�

A�nivel� de� la� cuenca� se� puede� identificar�una� mayor� producción� de� sedimentos� en� la�subcuenca� que� corresponde� a� la� serranía� de�Grazalema,� alrededor�de�4� t·ha-1,� que� es� una�zona�con�muy�alta�pluviosidad,�de�las�mayores�de� España,� superando� los� 2.000�mm�de�me-dia.�Se�caracteriza�por�un�relieve�muy�abrupto,�cuya�pendiente�media�supera� los�30º,�con�un�tipo� de� suelo� franco-arcilloso.� La� cobertera�vegetal� es� muy� pobre� y� en� muchos� lugares�prácticamente� inexistente,� lo� que� facilita� la�erosión.

Otra�zona�con�un�nivel�de�producción�alto�es�la�subcuenca�del�río�Majaceite,�con�unos�va-lores�de�similares�a�la�anterior.�Esta�subcuenca�está�representada�igualmente�por�suelos�fran-co-arcillosos�que�en�conjunto�son�muy�imper-meables,�lo�que�genera�importantes�flujos�por�escorrentía�superficial�que�van�a�parar�al�río.

La� producción� media� anual� en� toda� la�cuenca,� durante� todo� el� periodo� de� estudio,�

es�de�0,5� t·ha-1.�Este�valor�es�muy�bajo�si�se�compara�con�los�resultados�obtenidos�en�otros�trabajos�en�otras�cuencas�de�España,�que�tam-bién�han�utilizado�la�modelización�con�SWAT.�Así,�Palazón�y�Navas�(2012),�en�la�cuenca�de�Villacarli� (Pirineo� Central� español)� obtienen�una� producción� específica� promedio� de� alre-dedor�de�26,37�t·ha-1,�si�bien�su�determinación�corresponde� a�un�periodo�de� estudio�de� solo�dos�años,�entre�2006�y�2008.


un 11,73%, los Cambisol/Regosol con un 11,40% y el resto lo forman otras unidades de suelo de menor importancia.

A partir de los datos de tipo de suelo, se elaboró un mapa de textura de suelo para definir las zonas de mayor permeabilidad en la cuenca (Fig. 4). Este mapa se elaboró en función del porcentaje de tamaño de grano de partículas menores de 2 mm (arcilla, limo y arena) a partir del triángulo de texturas-USDA.

FIGURA 4. Mapa de texturas de los suelos de la cuenca del río Guadalete.

Los datos climáticos que el modelo requirió fueron precipitaciones diarias, temperaturas, viento, humedad relativa y radiación solar. Ante la dificultad de obtener una serie amplia de datos climáticos, se optó como primera aproximación por utilizar los datos aportados por WaterBase, base de datos de la Universidad de las Naciones Unidas (United Nations University), recomendado por la comunidad de SWAT. Los datos utilizados han sido importados desde la base de datos en 17 de mayo de 2015. La figura 5 representa la distribución media de precipitación durante los últimos 25 años en la cuenca de Guadalete.


Los primeros resultados de la aplicación del modelo SWAT (Fig. 6) permiten realizar un diagnóstico aproximado de la producción de sedimentos en toda la cuenca del Guadalete. La presencia de varios factores que influyen en esta producción dificulta la identificación de la sensibilidad de cada factor sobre los cambios espacio-temporal de la producción.

A nivel de la cuenca se puede identificar una mayor producción de sedimentos en la subcuenca que corresponde a la serranía de Grazalema, alrededor de 4

t ha-1, que es una zona con muy alta pluviosidad, de las mayores de España, superando los 2.000 mm de media. Se caracteriza por un relieve muy abrupto, cuya pendiente media supera los 30º, con un tipo de suelo franco-arcilloso. La cobertera vegetal es muy pobre y en muchos lugares prácticamente inexistente, lo que facilita la erosión.

FIGURA 5. Mapa de distribución media de precipitaciones en la cuenca del río Guadalete (Universidad de Naciones Unidas 17/05/2015).

Otra zona con un nivel de producción alto es la subcuenca del río Majaceite, con unos valores de similares a la anterior. Esta subcuenca está representada igualmente por suelos franco-arcillosos que en conjunto son muy impermeables, lo que genera importantes flujos por escorrentía superficial que van a parar al río.

La producción media anual en toda la cuenca, durante todo el periodo de estudio, es de 0,5 t.ha-1. Este valor es muy bajo si se compara con los resultados obtenidos en otros trabajos en otras cuencas de España, que también han utilizado la modelización con SWAT. Así, Palazón y Navas (2012), en la cuenca de Villacarli (Pirineo Central español) obtienen una producción específica promedio de alrededor de 26,37 t.ha-1, si bien su determinación corresponde a un periodo de estudio de solo dos años, entre 2006 y 2008.

En el caso de la cuenca del Guadalete la tendencia de la producción total es decreciente conforme se pierde pendiente. Los valores más bajos corresponden a subcuencas de llanuras intermedias próximas a los embalses de Arcos y Bornos, así como las subcuencas de las llanuras cercanas a la desembocadura del río.

Analizando la evolución mensual de la producción, se observa que los valores de máxima producción

FIGURA�5.�Mapa de distribución media de precipitacio-nes en la cuenca del río Guadalete (Universidad de Na-ciones Unidas 17/05/2015)

En�el� caso�de� la� cuenca�del�Guadalete� la�tendencia�de�la�producción�total�es�decrecien-te�conforme�se�pierde�pendiente.�Los�valores�más�bajos�corresponden�a�subcuencas�de�lla-nuras�intermedias�próximas�a�los�embalses�de�Arcos�y�Bornos,�así�como�las�subcuencas�de�las� llanuras�cercanas�a� la�desembocadura�del�río.�

Analizando� la� evolución� mensual� de� la�producción,� se� observa� que� los� valores� de�máxima� producción� coinciden� con� la� época�invernal,�con�un�valor�máximo�de�52,316�t·ha-1�en�diciembre�de�1996.

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coinciden con la época invernal, con un valor máximo de 52,316 t ha-1 en diciembre de 1996.

FIGURA 6. Distribución espacial de la producción de sedimentos en la cuenca del Guadalete.

CONCLUSIONES

Este primer ensayo permite conocer de cerca el potencial del modelo SWAT para realizar la simulación sedimentaria en un periodo largo de tiempo.

La disponibilidad de los datos de entrada se puede considerar clave para decidir usar este modelo o no. La precisión de los mismos permite evitar errores de estimación en la producción a nivel de cada unidad de la cuenca.

La cuenca del Guadalete presenta una notable variabilidad espacial de producción de sedimentos. Las zonas de mayor producción se encuentran en la Serranía de Grazalema, que se caracterizan por una elevada pendiente media, suelo fácil de erosionar y una escasa vegetación. Así, se puede considerar como una de las principales fuentes de materiales sedimentarios dentro la cuenca.

REFERENCIAS

Alatorre, L.C. and Beguería, S. 2009. Los modelos de erosión: Una revisión. Cuaternario y Geomorfología, 23 (1-2), 43-62.

Arnold, J.G.; Williams, J.R.; Nicks, A.D. and Sammons, N.B. 1990. SWRRB: A basin scale simulation model for soil and water resources management. Texas A&M Univ. Press, College Station, TX.

Arnold, J. G., Srinivasan,R., Muttiah, R. S. and Williams, J.R.. 1998. Large‐area hydrologic modeling and assessment: Part I. Model development. J. American Water Resour. Assoc. 34(1), 73‐89.

Gutiérrez Mas, J.M., Martín Algarra, A., Domínguez Bella,S. y Moral Cardona, J.P. 1991. Introducción a la geología de la provincia de Cádiz. Servicio de Publicaciones de la Universidad de Cádiz, 315 pp.

FIGURA�6.�Distribución espacial de la producción de sedimentos en la cuenca del Guadalete.

CONCLUSIONES

Este� primer� ensayo� permite� conocer� de�cerca�el�potencial�del�modelo�SWAT�para�rea-lizar�la�simulación�sedimentaria�en�un�periodo�largo�de�tiempo.

La�disponibilidad�de� los�datos�de�entrada�se� puede� considerar� clave� para� decidir� usar�este�modelo�o�no.�La�precisión�de�los�mismos�permite�evitar�errores�de�estimación�en�la�pro-ducción�a�nivel�de�cada�unidad�de�la�cuenca.

La�cuenca�del�Guadalete�presenta�una�no-table� variabilidad� espacial� de� producción� de�sedimentos.� Las� zonas� de�mayor� producción�se� encuentran� en� la� Serranía� de� Grazalema,�que�se�caracterizan�por�una�elevada�pendiente�media,� suelo� fácil� de� erosionar� y� una� escasa�

vegetación.� Así,� se� puede� considerar� como�una� de� las� principales� fuentes� de� materiales�sedimentarios�dentro�la�cuenca.

REFERENCIAS

Alatorre,�L.C.�y�Beguería,�S.�2009.�Los�mode-los�de�erosión:�Una�revisión.�Cuaternario y Geomorfología,�23�(1-2),�43-62.

Arnold,� J.G.;� Williams,� J.R.;� Nicks,� A.D.� y�Sammons,� N.B.� 1990.� SWRRB: A basin scale simulation model for soil and water resources management.�Texas�A&M�Univ.�Press,�College�Station,�TX.

Arnold,� J.�G.,� Srinivasan,�R.,�Muttiah,�R.� S.�y�Williams,�J.R..�1998.�Large-area�hydro-logic� modeling� and� assessment:� Part I. Model development. J. American Water Resour. Assoc.�34(1),�73-89.

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success story


Gutiérrez�Mas,�J.M.,�Martín�Algarra,�A.,�Do-mínguez� Bella,S.� y� Moral� Cardona,� J.P.�1991.�Introducción a la geología de la pro-vincia de Cádiz.�Servicio�de�Publicaciones�de�la�Universidad�de�Cádiz,�315�pp.

Junta�de�Andalucía.�Sistema de Información de Ocupación de Suelo de España (SIO-SE),� 15/10/2015,� http://www.juntadean-dalucia.es/medioambiente/site/rediam/menuitem.

Junta� de� Andalucía,� Consejería de Medio Ambiente y Ordinación del Territorio,�06/04/2016� http://www.juntadeandalucia.es/medioambiente/site/portalweb/menui-tem.

Monge,� G.� 2008.� Generación� de� mapas� li-to-edafológicos� de� Andalucía.� Mapping,�124,�38-45.

Palazón,�L.�y�Navas,�A.�2012.�Aplicación�del�modelo� SWAT� a� una� cuenca� acarcava-da�del�Pirineo.�XII Reunión Nacional de Geomorfología, Santander.�215�-218�pp.

Universidad�de�las�Naciones�Unidas,�WATER-BASE� (17/05/2015)� http://www.waterba-se.org/download_data.html

Williams,�J.�R.�1975.�Sediment�–�yield�predic-tion�with� universal� equation� using� runoff�energy�factor.�Proceedings of the sediment Yield�Workshop, USDA Sedimentation La-boratory, Oxford, Mississippi.

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Cambios geomorfológicos en el Alto Cinca, periodo 1927 - 2014

Geomorphological changes at the Upper Cinca River, period 1927 - 2014

M. Llena1,2, D. Vericat1,2,3 y J.A. Martínez-Casasnovas1,4

1 �Dpto.�Medio�Ambiente�y�Ciencias�del�Suelo,�Universidad�de�Lleida,�Av.�Alcalde�Rovira�Roure�191,�E-25198�Lleida,�Catalunya,�España.�[email protected]

2 �Grupo�de�Dinámica�Fluvial,�Dpto.�Medio�Ambiente�y�Ciencias�del�Suelo,�Universidad�de�Lleida.3 �Centro�Tecnológico�Forestal�de�Cataluña,�25280�Solsona,�Cataluña,�España.4 �Grupo�de�Investigación�en�AgróTICa�y�Agricultura�de�Precisión,�Dpto.�Medio�Ambiente�y�Ciencias�del�Suelo,�Centro�Agrotecnio,�Universidad�de�Lleida

Resumen:�Las�extracciones�de�áridos�en�los�cauces�de�los�ríos,�entre�otros�impactos,�modifican�las�condiciones�de�equilibrio�sedimentario�en�los�sistemas�fluviales,�generando�una�serie�de�efecto�morfo-sedimentarios.�Una� de� las� principales� limitaciones� en� los� estudios� de� dinámica� fluvial�recae�en�la�dificultad�de�obtener�datos�a�escalas�temporales�y�espaciales�relevantes�para�el�análisis�de�las�interacciones�entre�agua,�sedimentos�y�morfología.�Los�avances�tecnológicos�en�el�campo�de�la�topografía,�teledetección�y�en�los�Sistemas�de�Información�Geográfica�están�permitiendo�desarrollar� novedosas,� rápidas� y� económicas�metodologías� basadas� en� técnicas� fotogrametría�clásicas:�la�fotogrametría�digital�automatizada�(Structure�from�Motion�y�Multi�View�Stereo:�SfM-MVS).�En�el�presente�estudio�se�analiza�la�evolución�morfológica�del�tramo�alto�del�río�Cinca�(Pirineo�Aragonés)�en�el�periodo�1927-2014�y�su�relación�con�las�principales�perturbaciones,�tanto�a�nivel�antrópico�(p.ej.�extracciones�de�áridos)�como�a�nivel�natural�(p.ej.�crecidas�competentes).�La� información�geomorfológica�(morfología�en�planta�y� topografía)�fue�extraída�de�productos�(ortofotos� y� nubes� de� puntos,� respectivamente)� obtenidos� de� la� aplicación� de� SfM-MVS� a�fotografías�aéreas�históricas.�Los�resultados�indican�que�el�tramo�de�estudio�del�Alto�Cinca�ha�sufrido�una�fuerte�reducción�de� la�anchura�activa�del�cauce�(52�%)�y�una�simplificación�en�el�patrón�del�cauce.�Estos�procesos�están�directamente�influenciados�por� los� impactos�antrópicos�asociados�a�las�extracciones�de�áridos�y�a�la�construcción�de�escolleras.�La�metodología�que�se�presenta�en�este�estudio�es�de�gran�utilidad�para�el�diagnóstico�del�estado�morfo-sedimentario�de� los� sistemas�fluviales.�En� el� caso�del�Alto�Cinca,� los� resultados�han� ayudado�a�mejorar� la�comprensión�de�las�relaciones�causa-efecto�en�la�dinámica�morfo-sedimentaria�observada�para�el�período�1927-2014.�Esta�mejora�puede�ayudar�y�complementar�los�planes�de�gestión�de�cuenca�mediante�una�visión�más�integral�de�los�procesos�contemporáneos.

Palabras clave: análisis� geomorfológico� histórico,� dinámica� fluvial,� extracciones� de� áridos,�fotografías�aéreas,�gestión�fluvial.

Abstract: Gravel mining, among other impacts, modifies the sedimentary equilibrium of river channels, implying a series of morph-sedimentary effects. A key weak point in fluvial dynamics studies is the difficulty to obtain data to analysis the interactions between flow, sediment transport and channel morphology at relevant temporal and spatial scales. Nowadays, technological

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advances in surveying and remote sensing allow the developing of innovative, quick and economic photogrammetric techniques based on classical approaches: automated digital photogrammetry (Structure from Motion and Multi View Stereo: SfM-MVS).This study analyses the geomorphological changes of the Upper River (Central Pyrenes) during the period 1927-2014 and their relation to the major disturbances: gravel extraction and floods. Geomorphological information (i.e. channel morphology and topography) has been extracted from historical aerial photographs. Specifically, SfM-MVS has been applied and orthophotos and point clouds. The results from this study indicate an important reduction of the active channel width (i.e. 52%) and a simplification in the channel pattern. These processes are directly influenced by the anthropogenic impacts associated with in-channel gravel mining and the associated impacts related to channel embankment. The methodology presented in this paper is useful for the diagnosis of the morph-sedimentary status of river systems. In the case of the Upper Cinca, the results are of great interest for improving the understanding of the cause-effect relationships in the morph-sedimentary dynamics observed for the period 1927-2014. This improvement can help and complement the River Basin Management Plans through a broad view of the contemporary processes.

Key words: aerial photographs, fluvial dynamics, gravel mining, historical geomorphologic analysis, river management.

INTRODUCCIÓN

Los�ríos�son�sistemas�complejos�que�trans-fieren�agua�y�sedimentos.�Consecuentemente,�son�dinámicos�en�el�tiempo�y�en�el�espacio,�y�sus�características�morfológicas�y�sedimenta-rias�están�determinadas�por�dicha�trasferencia.�Cualquier�alteración�en�algún�punto�o�elemen-to�del�sistema�puede�tener�repercusiones�sobre�todo�el�conjunto;�alteraciones�que�pueden�ser�debidas� bien� a� procesos� naturales� como� son�las� crecidas� (episodios� competentes),� o� bien�asociadas�a�impactos�antrópicos�como�son�las�extracciones�de�áridos�en�el�propio�cauce�del�río�(impactos�locales),�o�la�regulación�fluvial�por�embalses�(impactos�estructurales;�p.ej.�Su-rian�et al.,�2009).�Del�mismo�modo,�cualquier�alteración� a� escala� de� cuenca� (p.ej.� cambios�en�los�usos�del�suelo)�provocará�una�serie�de�repercusiones�en�el�mismo,�directamente�rela-cionadas�con�la�conectividad�y�disponibilidad�de�agua�y�sedimentos�a�múltiples�escalas�(tem-porales�y�espaciales).El�objetivo�de�este�estu-dio� es� analizar� la� evolución�morfológica� del�

tramo� alto� del� río� Cinca� (Pirineo�Aragonés)�para� el� período� 1927-2014� en� relación� a� las�perturbaciones�naturales�(crecidas)�y�antrópi-cas� (extracciones� de� áridos)� registradas.� Los�objetivos� específicos� del� trabajo� se� agrupan�en:�1)�análisis�del�régimen�y�frecuencia�de�cre-cidas�y�magnitud�de�extracciones�de�áridos;�2)�cartografía�de�las�unidades�morfológicas�para�cada�uno�de�los�periodos�de�estudio�y�análisis�evolutivo,� y� 3)� análisis� de� los� cambios� geo-morfológicos�en�relación�al�régimen�de�creci-das�y�a�las�extracciones�de�áridos.�

ZONA DE ESTUDIO

La� cuenca� del� Alto� Cinca� está� localiza-da�en� la�cabecera�del� río�Cinca,�dentro�de� la�cuenca� del� Ebro.� La� cuenca� del�Alto� Cinca�está�conformada�básicamente�por�dos�grandes�sub-cuencas:� la�cuenca�del�río�Ara�al�oeste�y�la� del� río�Cinca� al� este.� En� total� abarca� una�superficie�aproximada�de�1546�km2�(Fig.�1.B).�El�tramo�de�estudio�se�sitúa�en�la�parte�baja�de�la�cuenca�del�Alto�Cinca.�Este�abarca�13�km�de�río�entre�el�municipio�de�Escalona�y�el�embal-

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se�de�Mediano,�en�las�inmediaciones�de�Aínsa.�En� este� tramo� se� reduce� claramente� la� pen-diente�respecto�al�tramo�de�aguas�arriba,�com-portándose�como�una�zona�receptora�de�todo�el�sedimento�procedente�de�las�cabeceras.�La�zona�de�estudio�ha�sufrido�importantes�impac-tos�antrópicos�que�han�afectado�directa�o�indi-rectamente�la�geomorfología�del�lecho�fluvial,�especialmente�a�partir�de�la�segunda�mitad�de�siglo�XX.�Impactos�que�van�desde�los�cambio�en� los�usos�del�suelo�y�el�abandono�rural� (p.�ej.�Beguería�et al., 2006;�García-Ruíz�et al.,�1996)� (Fig.� 1.C),� hasta� impactos� directos� en�el�cauce�como�son�las�extracciones�de�áridos�y�la�construcción�de�escolleras,�especialmen-te�a�partir�de�la�crecida�del�año�1982.�Aun�así�se�debe�destacar�que�el�Alto�Cinca�está�poco�regulado�por�embalses,� siendo�el� régimen�de�caudales�muy�próximo�al�natural.

MATERIALES Y MÉTODOS

Para� la� caracterización� de� las� crecidas�durante� el� periodo�de� estudio� se� disponía� de�datos� históricos� de� caudales� desde� los� años�1950-60�hasta�la�actualidad�para�las�estaciones�de�aforo�del�río�Cinca�en�Escalona�(EA051)�y�del� río�Ara� en�Boltaña� (EA040),� ambas�pro-piedad� de� la�Confederación�Hidrográfica� del�Ebro.�Esto�permitió�realizar�la�caracterización�histórica� del� comportamiento� de� ambos� ríos.�Los�periodos�en�los�cuales�no�se�tenía�registro�fueron�estimados�mediante�una�simple�estima-ción� estadística.�Esta� estimación� se� realizó� a�partir�de�las�correlaciones�de�las�series�de�cau-dales�de�los�ríos�Ara�y�Cinca.�De�este�modo,�en�base�a�la�disponibilidad�de�datos,�se�pudo�realizar�la�reconstrucción�histórica�del�periodo�1951-2012.�Por�otro�lado,�la�información�refe-rente�a�las�extracciones�se�obtuvo�a�partir�de�las�solicitudes�de�extracción�facilitadas�por�la�CHE,�de�las�cuales�se�tenían�registros�para�el�periodo�1974-2011.

La� evolución� geomorfológica� del� tramo�de� estudio� se� analizó� a� partir� de� fotografías�

aéreas.�Mediante�la�aplicación�de�fotograme-tría� digital� automatizada,� fundamentada� en�los�algoritmos�Structure�from�Motion�y�Multi�View�Stereo�(SfM-MVS)�se�obtuvo�una�serie�de�ortofotos,�dentro�de�un�mismo�sistema�de�coordenadas�definido�que�permitieron�la�inter-pretación�morfológica�en�planta.�El�programa�utilizado�para� realizar� dicha� restitución� foto-gramétrica� fue�Agisoft� PhotoScan� Professio-nal�©� 1.0.4.� La� selección� de� los� fotogramas�y� los� periodos� temporales� de� análisis� vino�determinada,�en�gran�medida,�por�la�disponi-bilidad�de�los�mismos,�así�como�del�grado�de�solape�entre�fotogramas.�Se�pudieron�obtener�fotografías�aéreas�con�solape�de�las�series�del�año�1957,�1977,�1984�y�2014,�mientras�que�de�las�demás�series�(1927,�1997,�2006�y�2012)�se�obtuvo�fotografías�ya�restituidas�y�ortorectifi-cadas.�A�partir�de�las�ortofotos�se�realizó�una�primera�clasificación�de�las�unidades�morfoló-gicas�del�cauce�del�río�en�cada�una�de�las�series�de�estudio.�Entendiendo�como�unidad�morfo-lógica�las�diferentes� tipologías�de�estructuras�sedimentarias�presentes�en�el�tramo�de�estudio�(barras� sedimentarias;� p.ej.� Church� y� Jones,�1982).� La� caracterización� de� las� diferentes�unidades�se�hizo�mediante�el�SIG�ArcGIS�10�©�a�partir�de�la�combinación�de�la�digitaliza-ción�manual�y�la�clasificación�automática�de�la�imagen.�En�la�Fig.�1.A�se�puede�observar�un�ejemplo�de�las�unidades�identificadas�y�carto-grafiadas.�A�partir�de� la�caracterización�mor-fológica�realizada�para�cada�una�de�las�series�de�estudio�se�analizó�la�evolución�morfológica�a�lo�largo�del�periodo�considerado.�Las�varia-bles�que�se� tuvieron�en�cuenta�para�ello�son:�la�anchura�activa,�los�índices�de�multiplicidad�y�las�matrices�de�cambio.�El�análisis�de�la�an-chura� activa� a� lo� largo�de� todo�del� tramo�de�estudio�se�realizó�mediante�la�observación�de�la�amplitud�de�una�serie�de�secciones�transver-sales� comunes�para� todas� las� series,� con�una�separación�de�300�m�entre�sección�(longitudi-nalmente).� Los� índices� de�multiplicidad� per-mitieron� cuantificar� el� grado� de� complejidad�

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morfológica� para� un� momento� determinado,�observando�su�evolución�a�lo�largo�del�tiempo�mediante�la�comparación�entre�series.�Los�ín-dices�seleccionados�son:�el�índice�de�número�de�canales�de�Hong�y�Davies�(1979);�el�índice�de�sinuosidad�según�Mosley�(1981)�y�el�índice�de�barras�sedimentarias�según�Germanosky�y�

Schumm�(1993).�Finalmente,�el�análisis�de�los�cambios�de�las�unidades�morfológicas�a�lo�lar-go�del�periodo�de�estudio�se�hizo�a�través�de�la�combinación�analítica�de�series�temporales�(matrices�de�cambio).�Este�análisis�se�basa�en�la�intersección�de�capas�entre�distintos�perio-dos,�tanto�consecutivos�como�no�consecutivos.�


FIGURA 1. (A) Secuencia de la distribución y tipología de las unidades sedimentarias en un tramo representativo del tramo de estudio para las series temporales de los años 1927, 1957, 1977, 1984, 1997 y 2014. (B) Localización de la zona de estudio dentro del contexto de la Península Ibérica y la Cuenca del Ebro. (C) Evolución de los usos del suelo en un área de cabecera de la zona de estudio en los años 1957, 1977 y 2012. .

caracterización morfológica realizada para cada una de las series de estudio se analizó la evolución morfológica a lo largo del periodo considerado. Las variables que se tuvieron en cuenta para ello son: la anchura activa, los índices de multiplicidad y las matrices de cambio. El análisis de la anchura activa a lo largo de todo del tramo de estudio se realizó mediante la observación de la amplitud de una serie de secciones transversales comunes para todas las series, con una separación de 300 m entre sección (longitudinalmente). Los índices de multiplicidad permitieron cuantificar el grado de complejidad morfológica para un momento determinado, observando su evolución a lo largo del tiempo mediante la comparación entre series. Los índices seleccionados son: el índice de número de canales de Hong y Davies (1979); el índice de sinuosidad según Mosley (1981) y el índice de barras sedimentarias según Germanosky y Schumm (1993). Finalmente, el análisis de los cambios de las unidades morfológicas a lo largo del periodo de estudio se hizo a través de la combinación analítica de series temporales (matrices de cambio). Este análisis se basa en la intersección de capas entre distintos periodos, tanto consecutivos como no consecutivos.


El régimen de caudales es nivo-pluvial, con un periodo concreto del año (abril-junio) que concentra el 40% o más de los caudales anuales circulantes. El caudal medio anual en el área de estudio para el periodo 1951-2011 es de 27,8 m3/s. Si se analiza la variabilidad anual se observa que existe una variabilidad considerable, con valores que van desde poco más de 12 m3/s (2010) hasta los 50m3/s (1963). Pese a esta irregularidad se pudo observar cierta tendencia hacia la reducción de los caudales medios anuales (con una pendiente negativa de 0.13 en la ecuación del registro de caudales medios). Existen varios autores (p.ej. López-Moreno et al. 2009; Beguería et al. 2006) que atribuyen esta reducción en el régimen fluvial al cambio de los usos del suelo sufrido en el sistema pirenaico y gran parte de la Península Ibérica, debido al proceso de reforestación tras el abandono de los cultivos. Estos cambios explicarían un aumento generalizado de la intercepción de la precipitación reduciendo las tasas de escorrentía y erosión superficial, reduciendo a su vez las aportaciones de caudal líquido y sólido de los ríos.

FIGURA�1.�(A) Secuencia de la distribución y tipología de las unidades sedimentarias en un tramo representativo del tramo de estudio para las series temporales de los años 1927, 1957, 1977, 1984, 1997 y 2014. (B) Localización de la zona de estudio dentro del contexto de la Península Ibérica y la Cuenca del Ebro. (C) Evolución de los usos del suelo en un área de cabecera de la zona de estudio en los años 1957, 1977 y 2012


El� régimen� de� caudales� es� nivo-pluvial,�con�un�periodo�concreto�del�año�(abril-junio)�que�concentra�el�40%�o�más�de� los�caudales�anuales�circulantes.�El�caudal�medio�anual�en�el�área�de�estudio�para�el�periodo�1951-2011�es�de�27,8�m3/s.�Si� se� analiza� la�variabilidad�anual� se� observa� que� existe� una� variabili-dad�considerable,� con�valores�que�van�desde�

poco�más�de�12�m3/s�(2010)�hasta�los�50m3/s�(1963).�Pese�a�esta�irregularidad�se�pudo�ob-servar� cierta� tendencia�hacia� la� reducción�de�los�caudales�medios�anuales�(con�una�pendien-te�negativa�de�0.13�en�la�ecuación�del�registro�de� caudales� medios).� Existen� varios� autores�(p.ej.�López-Moreno�et al.,�2009;�Beguería�et al., 2006)�que�atribuyen�esta�reducción�en�el�régimen�fluvial�al�cambio�de�los�usos�del�sue-lo�sufrido�en�el�sistema�pirenaico�y�gran�parte�

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de�la�Península�Ibérica,�debido�al�proceso�de�reforestación�tras�el�abandono�de�los�cultivos.�Estos�cambios�explicarían�un�aumento�gene-ralizado�de�la�intercepción�de�la�precipitación�reduciendo� las� tasas�de�escorrentía�y�erosión�superficial,�reduciendo�a�su�vez�las�aportacio-nes�de�caudal�líquido�y�sólido�de�los�ríos.

El�análisis�del� régimen�de�crecidas�se�di-vidió� en� dos� periodos� en� base� al� momento�de� la� toma�de� las� fotografías�aéreas�del�vue-lo� Interministerial� (julio� de� 1977),�momento�que� aproximadamente� coincide� con� el� inicio�de� la� etapa� de� extracciones� de� áridos� siste-máticas.�En�la�primera�etapa�(1951-1977),�se�observaron�5�crecidas�ordinarias.�Por�crecida�ordinaria� se� entienden� aquellos� caudales� que�se�aproximan�al�caudal�a�cauce�lleno�o�bank-ful,�y�que�actúan�como�caudales�generadores�o� formadores.� Se� consideran� crecidas� ordi-narias� caudales� con�periodo�de� retorno� entre�5� y� 100� años).� Las�más� importantes� son� las�crecidas� de� los� años� 1967� y� 1971� con� unos�caudales�máximos�medios�de�637�m3/s�y�608�m3/s,� y� periodos�de� retorno�de�48�y� 33� años�respectivamente.�Estas�crecidas�representaron�la�segunda�y�tercera�de�las�crecidas�ordinarias�de�mayor�magnitud�para�todo�el�periodo�ana-lizado.�El�segundo�período,�del�1977�al�2011�se�registraron�5�crecidas�ordinarias�y�la�única�crecida�extraordinaria�registrada�en�el�periodo�de�estudio�(>100�años�de�periodo�de�retorno),�la�cual�tuvo�lugar�en�noviembre�del�1982.�Este�episodio�tuvo�un�caudal�máximo�medio�diario�(Qc)�de�1085�m3/s.�Esta�crecida�es�considera-da,� junto� a� las� crecidas� de� 1907,� uno� de� los�episodios�hidrológicos�de�mayor�magnitud�del�siglo� XX� en� gran� parte� del� Pirineo� Central,�causando� grandes� impactos� geomorfológi-cos�y�socioeconómicos�(Batalla�et al.,�2007).�Desde�el�punto�de�vista�de�la�dinámica�fluvial,�esta� crecida� debe� su� importancia� tanto� a� la�magnitud�de�la�misma,�como�a�las�consecuen-cias�que�desencadenó�en�el� tramo�de�estudio�a� posteriori,� así� como� en� la�mayoría� de� ríos�

pirenaicos� afectados� por� la� misma.� En� este�caso,�se�entienden�como�consecuencias�todas�las�medidas�tomadas�para�paliar�los�efectos�de�las�crecidas�y�proteger�para�futuros�episodios.�Estas�medidas�conllevaron�la�construcción�de�escolleras�y�diques,�y�extracciones�de�áridos,�mayoritariamente,� las�cuales� tuvieron�un� im-pacto�importante�en�el�Alto�Cinca.

A�partir�de�los�datos�disponibles�sobre�las�extracciones�de�áridos,� se�pudo�observar�dos�etapas�diferenciadas�entre�ellas:�una�antes�de�los�años�1990�y�otra�posterior,�produciéndose�durante� la� primera� un�mayor� número� de� ex-tracciones�(i.e.�18�extracciones/año)�que�en�la�segunda�(i.e.�6�extracciones/año).�La�informa-ción�sobre�el�número�de�solicitudes,�aunque�no�represente� cantidades� absolutas,� permitió� ca-racterizar� cualitativamente� los� períodos� don-de�potencialmente�este�tipo�de�perturbaciones�antrópicas� tuvieron�más� intensidad.�Además,�también� permitió� una� primera� relación� entre�extracciones�y�frecuencia�de�crecidas.�Así,�el�número� de� extracciones� solicitadas� se� corre-lacionó�de�manera�positiva�con� la� frecuencia�de� crecidas� registradas.� Los� picos� de� las� so-licitudes�se� situaron� inmediatamente�después�de� los�episodios�de�crecida.�Esto�fue�debido,�entre�otras�cosas,�a�la�importante�movilización�de� sedimentos� que� es� transportado� tras� estos�episodios,�produciendo�una�mayor�disponibi-lidad�de�sedimentos�en�el�cauce.

El�análisis�de�las�principales�unidades�se-dimentarias�y�características�morfológicas�del�cauce�para� cada� tiempo� representado�por� las�fotografías� aéreas,� permitió� realizar� una� ca-racterización� morfológica� en� planta� de� cada�periodo� (Fig.� 1.A).� Del� mismo� modo,� com-parando� las� características� morfológicas� en-tre�varias�fotografías,�se�pudieron�valorar�los�procesos�geomorfológicos�que�tuvieron�lugar�entre� periodos� (p.ej.� erosión,� estabilización,�etc.)�y�su�relación�con�los�episodios�de�crecida�y� los� impactos� antrópicos� descritos� anterior-

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mente.�En�cuanto�a� la� tipología�de�barras,�se�observó�cierta�tendencia�a�la�reducción�de�las�barras�centrales�sobre�el�total,�mientras�que�las�barras�laterales�se�mantuvieron�más�o�menos�estables.� El� resto� de� tipologías� de� barras� no�siguió�ningún�patrón�evolutivo�a� lo� largo�del�tiempo,�a�excepción�de�las�barras�de�confluen-cia�(tributario),�las�cuales�siguieron�un�patrón�claramente� decreciente.� Esta� reducción� del�tamaño� de� este� tipo� de� acumulaciones� pudo�ser� debida� a� la� disminución� del� aporte� sedi-mentario�de� los� tributarios� laterales,� causado�probablemente�por�la�reducción�de�las�tasas�de�erosión�por�los�cambios�de�los�usos�del�suelo�y�el�aumento�de� la�cubierta�vegetal;�o�puede�deberse�a�una�mayor�eficacia�de�transporte�de�sedimento�en�el�cauce�principal�(Fig.�1.�A).�

La�reducción�en�la�anchura�activa�del�cauce�fue�uno�de�los�principales�procesos�observados�en�el�tramo�de�estudio�(Fig.�2).�Esta�reducción�probablemente� conlleva� asociado� un� proceso�de� incisión�del�cauce.�Relacionando� la�evolu-ción�de� la� anchura� con� las� crecidas�y� con� las�extracciones�de�áridos�y�construcción�de�esco-

lleras,�se�pudo�establecer�tres�etapas�(Fig.2.B).�En�la�primera�(1927-1977)�se�observó�una�cier-ta�evolución�natural�del�cauce.�Los�procesos�de�erosión-sedimentación�asociados�a�las�crecidas�determinaron�la�movilidad�del�cauce.�Durante�esta�etapa,�los�impactos�antrópicos�relacionados�con�las�extracciones�de�áridos�se�empezaron�a�notar,� aunque� con� un� impacto� directo� bastan-te�reducido�sobre�la�anchura�del�cauce�activo.�La�segunda�etapa� (1977-1997),�en�cambio,� se�caracterizó�por�registrar�la�mayor�reducción�de�la�anchura�de�todo�el�periodo.�Se�produjo�una�primera�fase�de�reducción�debida�a�la�estabili-zación�de�los�márgenes�por�el�posible�efecto�de�la�incisión�provocada�por�las�múltiples�extrac-ciones�de�áridos�que�tuvieron�lugar�en�los�años�70.�Mientras�que�a� raíz�de� la�construcción�de�las�escolleras�tras�la�crecida�de�1982,�se�produ-jo�una�reducción�de� la�anchura�media�de�más�de�100�m�en�algunos�puntos.�La�última�etapa�(1997-2014)�se�caracterizó�por�muy�poca�varia-bilidad�en�la�anchura,�tendiendo�hacia�una�dis-minución�de�la�misma�por�el�efecto�incisivo�de�las�extracciones�que�siguen�teniendo�lugar�en�el�tramo�de�estudio�(Figura�2).


FIGURA 2. (A) Evolución de la anchura media del cauce activo durante los años 1957 y 2014 en el tramo de estudio. (B) Evolución temporal de la anchura activa a partir de diferentes estadísticos: mediana (línea central de la caja roja), percentiles 75 y 25 (parte superior e inferior de la caja roja respectivamente), máximos y mínimos (prolongaciones superiores e inferiores de la caja roja respectivamente), y valores medios presentados en la parte superior derecha de la figura. Así mismo, el periodo analizado en esta figura se divide en tres periodos: I, II y III, según la tendencia de sus valores (ver texto).

algunos puntos. La última etapa (1997-2014) se caracterizó por muy poca variabilidad en la anchura, tendiendo hacia una disminución de la misma por el efecto incisivo de las extracciones que siguen teniendo lugar en el tramo de estudio (Figura 2).

Analizando las variaciones espaciales de los índices de multiplicidad entre el periodo comprendido entre 1927-1977 y el periodo 1984-2014, se pudo apreciar de manera general cierta tendencia hacia la reducción de estos índices (índice de canal, índice de sinuosidad e índice de barras) (Fig. 3.A). A mayor nivel de detalle, analizando la evolución espacial y temporal del conjunto de estos índices expresado como Índice de Complejidad del Cauce (ICC), siendo este el promedio de los tres índices normalizado en cada una de las secciones, se observa, además de una disminución generalizada de la complejidad morfológica, ciertas zonas en las cuales la reducción de la complejidad ha sido de mayor magnitud, focalizada durante un período determinado (Fig. 3.B). Así pues, en el tramo bajo (9-11.5 km aguas abajo del punto inicial de estudio,) se apreció un primer periodo con una elevada complejidad (dinámica) atribuida principalmente al régimen de crecidas. A partir del año 1977 se observó una reducción de la complejidad muy notable. Esta disminución fue debida a la importante reducción de la anchura activa en esta área asociada a la construcción de escolleras.

Así pues, de manera general, tanto las crecidas como las extracciones de áridos determinan en mayor o menor medida la complejidad morfológica del cauce. Las crecidas determinan la multiplicidad de canales a una escala de corto a medio plazo, en la medida que son capaces de modificar la morfología de las barras

sedimentarias existentes en el cauce (p.ej. seccionándolas), así como de poner gran cantidad de sedimentos en movimiento, los cuales determinarán las características de las unidades morfo-sedimentarias. Por otro lado, las extracciones de áridos tienen efectos a múltiples escalas temporales. A corto plazo afectan al patrón y topografía del cauce. Tras la extracción se eliminan las unidades morfológicas existentes. La complejidad topográfica de las zonas impactadas se reduce, se modifica el perfil longitudinal, y en muchas ocasiones se altera la composición y estructura granulométrica del cauce. Estas alteraciones conllevan un cambio en las condiciones críticas de movilidad. A posteriori, en situaciones de crecida, se movilizan la mayoría de los sedimentos finos que han quedado expuestos. El cauce se incide buscando un nuevo estadio de equilibrio en el perfil longitudinal y se reduce su multiplicidad. Efectos que también son observados en sistemas fluviales que han sufrido extracciones por varios autores (Kondolf, 1997; Surian et al., 2009). El ajuste del cauce a estas nuevas condiciones estará influenciado por la magnitud del impacto y por la frecuencia y magnitud de las crecidas posteriores.

CONCLUSIONES

De manera general, el análisis de los cambios morfológicos en el tramo Alto del río Cinca en relación a las crecidas y los impactos de las extracciones de áridos para el periodo 1927-2014 indicó la presencia de tres períodos en los que la relaciones impacto-causa-efecto son claramente distintas: 1) El primer periodo (1927-1957) vino determinado por las perturbaciones naturales causadas por las crecidas. Se observaron cambios morfológicos incipientes, produciéndose

FIGURA�2.�(A)�Evolución de la anchura media del cauce activo durante los años 1957 y 2014 en el tramo de estudio. (B) Evolución temporal de la anchura activa a partir de diferentes estadísticos: mediana (línea central de la caja roja), percentiles 75 y 25 (parte superior e inferior de la caja roja respectivamente), máximos y mínimos (prolongaciones superiores e inferiores de la caja roja respectivamente), y valores medios presentados en la parte superior derecha de la figura. Así mismo, el periodo analizado en esta figura se divide en tres periodos: I, II y III, según la tendencia de sus valores (ver texto).

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Analizando�las�variaciones�espaciales�de�los�índices�de�multiplicidad�entre�el�periodo�comprendido� entre� 1927-1977� y� el� perio-do�1984-2014,� se� pudo� apreciar� de�manera�general� cierta� tendencia� hacia� la� reducción�de�estos� índices� (índice�de�canal,� índice�de�sinuosidad�e�índice�de�barras)�(Fig.�3.A).�A�mayor� nivel� de� detalle,� analizando� la� evo-lución� espacial� y� temporal� del� conjunto� de�estos� índices� expresado� como� Índice� de�Complejidad� del� Cauce� (ICC),� siendo� este�el� promedio� de� los� tres� índices� normaliza-do�en�cada�una�de�las�secciones,�se�observa,�además�de�una�disminución�generalizada�de�la� complejidad� morfológica,� ciertas� zonas�en�las�cuales�la�reducción�de�la�complejidad�ha� sido�de�mayor�magnitud,� focalizada�du-rante�un�período�determinado�(Fig.�3.B).�Así�pues,�en�el�tramo�bajo�(9-11.5�km�aguas�aba-jo� del� punto� inicial� de� estudio,)� se� apreció�un�primer�periodo�con�una�elevada�comple-jidad�(dinámica)�atribuida�principalmente�al�régimen�de�crecidas.�A�partir�del� año�1977�se�observó�una�reducción�de�la�complejidad�muy�notable.�Esta�disminución�fue�debida�a�la�importante�reducción�de�la�anchura�activa�en� esta� área� asociada� a� la� construcción� de�escolleras.

Así� pues,� de� manera� general,� tanto� las�crecidas�como�las�extracciones�de�áridos�de-terminan�en�mayor�o�menor�medida�la�com-plejidad�morfológica�del�cauce.�Las�crecidas�determinan�la�multiplicidad�de�canales�a�una�escala�de�corto�a�medio�plazo,�en�la�medida�que� son�capaces�de�modificar� la�morfología�de� las� barras� sedimentarias� existentes� en� el�cauce� (p.ej.� seccionándolas),� así� como� de�poner�gran�cantidad�de�sedimentos�en�movi-miento,� los�cuales�determinarán� las�caracte-rísticas�de�las�unidades�morfo-sedimentarias.�Por�otro�lado,�las�extracciones�de�áridos�tie-nen�efectos�a�múltiples�escalas�temporales.�A�corto�plazo�afectan�al�patrón�y�topografía�del�cauce.�Tras�la�extracción�se�eliminan�las�uni-

dades�morfológicas�existentes.�La�compleji-dad� topográfica� de� las� zonas� impactadas� se�reduce,� se�modifica� el� perfil� longitudinal,� y�en�muchas�ocasiones�se�altera�la�composición�y�estructura�granulométrica�del�cauce.�Estas�alteraciones�conllevan�un�cambio�en�las�con-diciones� críticas� de�movilidad.�A�posteriori,�en�situaciones�de�crecida,�se�movilizan�la�ma-yoría�de�los�sedimentos�finos�que�han�queda-do�expuestos.�El�cauce�se�incide�buscando�un�nuevo�estadio�de�equilibrio�en�el�perfil� lon-gitudinal�y�se�reduce�su�multiplicidad.�Efec-tos�que�también�son�observados�en�sistemas�fluviales� que� han� sufrido� extracciones� por�varios�autores�(Kondolf,�1997;�Surian�et al., 2009).�El�ajuste�del�cauce�a�estas�nuevas�con-diciones�estará�influenciado�por�la�magnitud�del�impacto�y�por�la�frecuencia�y�magnitud�de�las�crecidas�posteriores.


FIGURA 3. (A) L Evolución de los índices de multiplicidad de cauce a partir de la presentación de diferentes estadísticos: mediana (línea central de la caja), percentiles 75 y 25 (parte superior e inferior de la caja), máximos y mínimos (prolongaciones superiores e inferiores de la caja respectivamente) y valor promedio de cada serie (línea roja). (B) Mapa de calor del índice de multiplicidad y su desviación estándar en las secciones de estudio para las diferentes series temporales.

CONCLUSIONES

pequeñas fluctuaciones debidas a los procesos de erosión y sedimentación asociados a los episodios competentes. Se trata de un período que se puede caracterizar por la presencia de una dinámica natural. 2) En el segundo período (1957-1982) la morfología del tramo de estudio estuvo condicionada por las crecidas de elevada magnitud que tuvieron lugar en esta fase, así como por el inicio de la actividad extractiva, la cual hace que se modifiquen los patrones de multiplicidad a corto plazo. Se trata de una dinámica influenciada por las actividades antrópicas y por crecidas extraordinarias. 3) A partir de la gran crecida de 1982, se incrementaron la actuaciones antrópicas en el cauce (construcción escolleras, extracciones, etc.). Estas actuaciones fueron las que llegaron a modificar más la morfología del cauce así como formaciones sedimentarias, produciendo un importante proceso de reducción de la anchura activa y una fuerte incisión, con la consecuente simplificación del patrón de multiplicidad. Se trata un período que tendió a la estabilidad de la morfología en planta y a la incisión del cauce.

La metodología que se presenta en este trabajo es de gran utilidad para el diagnóstico del estado morfo-sedimentario de sistemas fluviales, en especial de sistemas modificados. Este diagnóstico puede ser determinante para entender la dinámica contemporánea

asociada a zonas críticas que requieren trabajos de adecuación del cauce para la solución de problemas puntuales de erosión lateral o inundación.

AGRADECIMIENTOS

El estudio se ha beneficiado de la metodología de análisis de datos desarrollada en el proyecto MORPHSED (CGL2012-3639), financiado por el Ministerio de Economía y Competitividad y Fondos Europeos FEDER.

REFERENCIAS

Batalla, R. J. and Balasch, J. C. (eds.) 2007. Les riuades: del desastre natural a la regeneració ambiental. Actas del ciclo de conferencias organizado conjuntamente entre el Instituto de Estudios Ilerdenques y la Universidad de Lleida. Institut Estudis Ierdencs, 56 p.

Begueria, S., López Moreno, J. I., Gómez-Villar, A., Rubio, V., Lana-Renault, N. and García-Ruiz, J. M. (2006). Fluvial Adjustments To Soil Erosion and Plant Cover Changes in the Central Spanish Spanish Pyrenees. Landscape and Ecology 11 (5), 267–277.

Church, M. and Jones, D. 1982. Chanel bars in gravel bed rivers. In: Hey, R.D. and Bayhurst, J.C. and Thorne, C. R. (eds.) Gravel bed rivers. John Wiley, 291-324.

Garcia-Ruiz, J. M., Lasanta, T., Ruiz-Flano, P., Ortigosa, L., White, S., Gonzalez, C. and Martì, C. 1996. Land-use changes and sustainable development in mountain areas: a case study in the Spanish Pyrenees. Landscape Ecology, 11(5), 267–277.

Germanoski, D and Schumm S. A. 1993. Changes in braided river morphology resulting from aggradation and degradation. Journal of Geology, 101, 451–466.

Hong L. B. and Davies T. R. H. 1979. A study of stream braiding. Geological Society of America, 90(2), 1839–1859.

Kondolf, G.M. 1997. Hungry Water: Effects of Dams and Gravel Mining. Environmental Management, 21, 533–551.

López Moreno, J. I., Begueria, S., Valero Garcés, B. L. and García-Ruíz, J. M. (2009). Intensidad de las avenidas y aterramiento de embalses en el Pirineo Central español. Ería. Revista Cuatrimestral de Geografía, 61, 159–167.

Mosley P. M. 1981. Semi-determinate hydraulic geometry of river channels, South Island, New Zealand. Earth surface Processe and Landforms, 6, 127–137.

Surian, N., Ziliani, L., Comiti, F., Lenzi, M. A. and Mao, L. (2009). Channel adjustments and alteration of sediment fluxes in gravel-bed rivers of north-eastern Italy: potentials and limitations for channel recovery. River Research and Applications, 25, 551-567.

FIGURA�3.� (A) L�Evolución de los índices de multipli-cidad de cauce a partir de la presentación de diferentes estadísticos: mediana (línea central de la caja), percenti-les 75 y 25 (parte superior e inferior de la caja), máximos y mínimos (prolongaciones superiores e inferiores de la caja respectivamente) y valor promedio de cada serie (lí-nea roja). (B) Mapa de calor del índice de multiplicidad y su desviación estándar en las secciones de estudio para las diferentes series temporales

CONCLUSIONES

De� manera� general,� el� análisis� de� los�cambios�morfológicos� en� el� tramo�Alto� del�

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río�Cinca�en�relación�a�las�crecidas�y�los�im-pactos� de� las� extracciones�de� áridos�para� el�periodo� 1927-2014� indicó� la� presencia� de�tres�períodos�en�los�que�la�relaciones�impac-to-causa-efecto� son� claramente� distintas:� 1)�El�primer�periodo�(1927-1957)�vino�determi-nado�por�las�perturbaciones�naturales�causa-das�por�las�crecidas.�Se�observaron�cambios�morfológicos�incipientes,�produciéndose�pe-queñas�fluctuaciones�debidas� a� los�procesos�de� erosión� y� sedimentación� asociados� a� los�episodios�competentes.�Se�trata�de�un�perío-do�que�se�puede�caracterizar�por�la�presencia�de� una� dinámica� natural.� 2)� En� el� segundo�período�(1957-1982)�la�morfología�del�tramo�de�estudio�estuvo�condicionada�por�las�creci-das�de�elevada�magnitud�que� tuvieron� lugar�en�esta�fase,�así�como�por�el�inicio�de�la�ac-tividad�extractiva,�la�cual�hace�que�se�modi-fiquen� los�patrones�de�multiplicidad� a� corto�plazo.�Se�trata�de�una�dinámica�influenciada�por�las�actividades�antrópicas�y�por�crecidas�extraordinarias.�3)�A�partir�de�la�gran�crecida�de�1982,�se�incrementaron�la�actuaciones�an-trópicas�en�el�cauce�(construcción�escolleras,�extracciones,�etc.).�Estas�actuaciones�fueron�las�que�llegaron�a�modificar�más�la�morfolo-gía�del�cauce�así�como�formaciones�sedimen-tarias,�produciendo�un�importante�proceso�de�reducción�de� la� anchura� activa� y� una� fuerte�incisión,� con� la� consecuente� simplificación�del�patrón�de�multiplicidad.�Se�trata�un�perío-do�que�tendió�a�la�estabilidad�de�la�morfolo-gía�en�planta�y�a�la�incisión�del�cauce.

La� metodología� que� se� presenta� en� este�trabajo�es�de�gran�utilidad�para�el�diagnóstico�del� estado� morfo-sedimentario� de� sistemas�fluviales,� en� especial� de� sistemas�modifica-dos.�Este�diagnóstico�puede�ser�determinan-te�para�entender�la�dinámica�contemporánea�asociada�a�zonas�críticas�que�requieren�traba-jos�de�adecuación�del�cauce�para�la�solución�de�problemas�puntuales�de� erosión� lateral� o�inundación.

AGRADECIMIENTOS

El� estudio� se� ha� beneficiado� de� la�me-todología�de�análisis�de�datos�desarrollada�en� el� proyecto� MORPHSED� (CGL2012-3639),�financiado�por�el�Ministerio�de�Eco-nomía� y� Competitividad� y� Fondos� Euro-peos�FEDER.�

REFERENCIAS

Batalla,�R.�J.�y�Balasch,�J.�C.�(eds.)�2007.�Les�riuades:� del� desastre� natural� a� la� regene-ració�ambiental.�Actas del ciclo de confe-rencias organizado conjuntamente entre el Instituto de Estudios Ilerdenques y la Universidad de Lleida.�Institut�Estudis�Ier-dencs,�56�p.

Begueria,�S.,�López�Moreno,�J.�I.,�Gómez-Vi-llar,�A.,�Rubio,�V.,�Lana-Renault,�N.�y�Gar-cía-Ruiz,�J.�M.�2006.�Fluvial�Adjustments�To�Soil�Erosion�and�Plant�Cover�Changes�in� the�Central�Spanish�Spanish�Pyrenees.�Landscape and Ecology�11�(5),�267–277.�

Church,� M.� y� Jones,� D.� 1982.� Chanel� bars�in� gravel� bed� rivers.� In:� Hey,� R.D.� and�Bayhurst,� J.C.� and� Thorne,� C.� R.� (eds.)�Gravel bed rivers.�John�Wiley,�291-324.

Garcia-Ruiz,� J.� M.,� Lasanta,� T.,� Ruiz-Flano,�P.,�Ortigosa,�L.,�White,�S.,�Gonzalez,�C.�y�Martì,�C.�1996.�Land-use�changes�and�sus-tainable�development�in�mountain�areas:�a�case�study�in�the�Spanish�Pyrenees.�Lands-cape Ecology,�11(5),�267–277.

Germanoski,�D�y�Schumm�S.�A.�1993.�Chan-ges�in�braided�river�morphology�resulting�from�aggradation�and�degradation.�Journal of Geology,�101,�451–466.

Hong�L.�B.�y�Davies�T.�R.�H.�1979.�A�study�of� stream�braiding.�Geological Society of America,�90(2),�1839–1859.

Kondolf,�G.M.� 1997.�Hungry�Water:� Effects�of�Dams�and�Gravel�Mining.�Environmen-tal Management,�21,�533–551.

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López� Moreno,� J.� I.,� Begueria,� S.,� Valero�Garcés,�B.�L.�y�García-Ruíz,� J.�M.�2009.�Intensidad�de� las�avenidas�y�aterramiento�de�embalses�en�el�Pirineo�Central�español.�Ería.�Revista Cuatrimestral de Geografía,�61,�159–167.

Mosley�P.�M.�1981.�Semi-determinate�hydrau-lic� geometry� of� river� channels,� South� Is-

land,�New�Zealand.�Earth surface Proces-se and Landforms,�6,�127–137.

Surian,�N.,�Ziliani,�L.,�Comiti,�F.,�Lenzi,�M.�A.�y�Mao,�L.�2009.�Channel�adjustments�and�alte-ration�of�sediment�fluxes�in�gravel-bed�rivers�of�north-eastern�Italy:�potentials�and�limita-tions� for� channel� recovery.�River Research and Applications,�25,�551-567.�

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Hidroclimatología de las inundaciones históricas y paleocrecidas del río Duero en su tramo medio e internacional

Hydroclimatology of the historical and palaeofloods of the Duero River in its middle and lower international reach

M.J. Machado1, A. Medialdea2, M. Barriendos3 y G. Benito1

1 �Dpto.�Geología.�Museo�Nacional�de�Ciencias�Naturales,�CSIC,�Serrano�115dpo,�28006�Madrid�(Madrid).�[email protected],�[email protected]�

2 �Geography�Department.�University�of�Sheffield,�Sheffield�S10�2TN�(UK).�[email protected] �Dpt.�Geografía�i�Història,�Universitat�de�Barcelona,�Montalegre�6,�08001�Barcelona�(Barcelona).�[email protected]

Resumen: El� río� Duero� es� uno� de� los� principales� ríos� peninsulares� cuya� cuenca� tiene� una�superficie�de�98.073�km2�(20%�en�Portugal�y�80%�en�España),�y�durante�sus�avenidas�produce�algunos�de�los�caudales�pico�mayores�de�Europa�en�ríos�de�tamaño�similar.�La�reconstrucción�de�estos�caudales�máximos�en�periodos�históricos�y�prehistóricos�y�sus�relaciones�con�la�variabilidad�climática�resulta�crítica�para� la�mejora�de� la�evaluación�de� la�peligrosidad�de� las�crecidas.�En�este�estudio�se�han�recopilado�los�datos�disponibles�sobre�inundaciones�históricas�del�río�Duero�en�el�tramo�de�Toro-Zamora,�y�comparado�con�los�disponibles�en�Régua�y�Vila�Nova�de�Gaia�(Portugal).�Se�dispone�de�datos�de�70�inundaciones�históricas�para�el�periodo�pre-instrumental�1256-1911�que�se�han�clasificado�cualitativamente�en�catastróficas,�extraordinarias�y�ordinarias.�En�el�registro�documental�se�dispone�de�al�menos�11�crecidas�catastróficas�entre�las�que�destacan�las�ocurridas�en�1739�y�1860.�

Estos� datos� documentales� se� han� comparado� y� completado� con� los� obtenidos� de� un� registro�sedimentario�acumulado�por�las�inundaciones�en�zonas�de�remanso�(paleoinundaciones).�Estos�sedimentos�se�localizan�en�un�tramo�de�1.3�km�de�longitud�localizado�entre�Saucelle�(España)�y�Freixo�(Portugal),�excavado�en�granitos�y�granodioritas�del�basamento�varisco.�Se�han�realizado�dos� perfiles� estratigráficos� denominados�Dos�Olivos� (DOL)� y�Morera� (MOR),� donde� se� han�podido� diferenciar� múltiples� eventos� de� inundación,� cuya� cronología� se� obtenido� mediante�luminiscencia�estimulada�ópticamente.�El�análisis�hidroclimático�de�estos�registros�muestra�una�buena�correlación�entre�los�episodios�de�inundación�catastrófica�del�río�Duero,�con�fases�negativas�de�índice�de�Oscilación�del�Atlántico�Norte�(NAO-),�y�muestra�que�las�variaciones�seculares�en�la�magnitud�y�frecuencia�de�las�inundaciones�responden�a�factores�climáticos�aunque,�en�periodos�recientes,�pueden�estar�afectados�por�otros�condicionantes�ambientales.

Palabras clave:�hidroclimatología,� inundaciones�históricas,� luminiscencia,�paleoinundaciones,�río�Duero.

Abstract: The Duero River is one the three major rivers in the Iberian Peninsula, draining basin area of 98,073 km2 (20% in Portugal and 80% in Spain) and producing some of the highest

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peak discharges to be found in European rivers with similar drainage area. The estimation of peak discharges during historic and prehistoric periods and its correlation in time with climate variability is thus fundamental in flood hazard appraisal and management. In this study, data regarding historical floods (pre-gauged period) and flood related damages was gathered from historical archives, in the area between Toro-Zamora, and compared with the historical written documents available for Régua and Vila Nova de Gaia (Portugal). Up to 70 historic floods were identified during the period 1256-1911, and classified into three categories, catastrophic, extraordinary and ordinary floods. A total of 11 catastrophic floods were identified during the pre-gauged period including the outstanding floods of 1739 and 1860.

The historic flood register was compared and correlated in time with the sedimentary archive of slackwater flood deposits. These slackwater flood deposits emplaced by high stage floodwaters are located along a 1.3 km reach, excavated on Variscan granite and granodiorites bedrock channel between Saucelle (Spain) and Freixo (Portugal). Two high resolution stratigraphic profiles were studied and deposits dated using optically stimulated lumniscence, Dos Molinos (DOL) and Morera (MOR), in which up to twelve flood units in the case of the MOR profile, and five flood units in the DOL were indentified and dated to have been deposited during the last millennium. The hydroclimatic analysis of the flood record show a good correlation in time between the occurrence of catastrophic floods and the existence of a negative NAO index phase, which indicate the feedback at centennial scale, between climatic factors and the outcome variability in the magnitude and frequency of floods. In recent times, under a man-modified regime, other environmental factors must also be taken into account

Key words: Duero River, historical floods, hydroclimatology, luminescense, palaeofloods.

INTRODUCCIÓN

El�análisis�de� la�respuesta�de� las�crecidas�a� las�modificaciones� climáticas� y� antropogé-nicas,�y�de�sus�mecanismos�asociados,�cons-tituye�uno�de�los�temas�más�demandados�por�parte�de�la�sociedad�civil�(ordenación�territo-rial,� transvases� regionales� y� transfronterizos,�aseguradoras),� aunque� científicamente� sigue�planteando�una�gran�incertidumbre�en�relación�con�los�riesgos�naturales�(Kundzewicz�et al.,�2013).�En�los�últimos�años�se�han�producido�nuevos�avances�tanto�en�la�metodología�como�en� la� visión� holística� de� la� respuesta� de� los�fenómenos� hidrológicos� extremos� al� cambio�global,� tanto� a� nivel� de� la� península� Ibérica�como�en�Europa�y�el�Mediterráneo�(Machado�et al.,�2015).�En�el�caso�de�la�península�Ibéri-

ca,�la�extensión�de�los�registros�hacia�el�pasa-do�a�partir�de�información�histórico-documen-tal�(Barriendos�y�Rodrigo,�2006)�como�usando�registros� sedimentarios� (Benito� et al.,� 2003)�ha�permitido�mejorar�nuestra�compresión�so-bre�los�efectos�de�la�variabilidad�climática�na-tural�sobre�los�patrones�decadales�y�seculares�de�las�inundaciones,�y�sus�efectos�sobre�la�no�estacionaridad�de�los�peligros�naturales�(Ma-chado�et al.,�2015).�Sin�embargo,�en�algunos�de� los�grandes�ríos�peninsulares,�como�el�río�Duero,�esta� información�de� inundaciones�pa-sadas�todavía�es�escasa�y�discontinua�(Rodrí-guez-Marquina,� 1949).� Su� localización� geo-gráfica�confiere�además�a�la�cuenca�del�Duero,�en� especial� en� sus� tramos�medio� y� terminal,�una� particular� sensibilidad� a� las� variaciones�interanuales�de�la�circulación�zonal.

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Los�objetivos�del�presente�estudio�son:�a)�el� análisis� y� estudio� preliminar� de� una� serie�combinada� de� datos� histórico-documentales�con�registros�de�paleocrecidas�durante�el�últi-mo�milenio;�b)�aportar�las�primeras�dataciones�de� luminiscencia� estimulada� ópticamente� en�sedimentos�de�inundaciones�del�río�Duero;�c)�analizar�el�comportamiento�hidroclimatológi-co�de�las�crecidas�y�su�variabilidad�a�lo�largo�del�último�milenio.

ZONA DE ESTUDIO

El�río�Duero�es�uno�de�los�ríos�más�grandes�de� la� península� Ibérica� (Fig.� 1),� con� una� su-perficie�total�de�98.073�km2,�20%�en�Portugal�y�el�80%�en�España.�En�la�mayor�parte�de�la�cuenca,�el�clima�es�mediterráneo�continental,�que�incrementa�su�influencia�atlántica�hacia�su�desembocadura� en� Oporto.� La� precipitación�media�anual�es�de�alrededor�de�500�mm,�aun-que�con�una�alta�variabilidad�interanual�entre�350�y�800�mm;�y�el�régimen�de�lluvias�se�aso-cia� principalmente� con� sistemas� frontales� at-lánticos�que�cruzan�la�península�Ibérica�entre�noviembre�y�abril.�Las�inundaciones�extremas�del�río�Duero�están�relacionadas�con�la�persis-tencia�de�las�lluvias�durante�el�invierno�que�se�puede�combinar�con�el�deshielo�de�las�cordi-lleras�que�rodean�la�cuenca,�pudiendo�generar�caudales�que� superan� en�más�de�30�veces� el�flujo�medio.�De�acuerdo�con�Pardé�(1953),�el�Duero�es�el�río�con�mayores�inundaciones�en�Europa�en�comparación�con�los�ríos�de�tama-ño�similar.�Por� lo� tanto,� la� reconstrucción�de�los�eventos�de�inundación�y�su�relación�con�la�variabilidad�del�clima�a�largo�plazo�constituye�un�pilar�importante�para�entender�las�relacio-nes�clima-inundaciones�y,�por�tanto,�en�la�eva-luación�y�adaptación�a�los�peligros�del�cambio�climático.�

Las� registros� utilizados� en� este� trabajo�comprenden,� principalmente,� los� datos� de� la�estación�de�aforos�de�Toro�(nº.�2062;�superficie�receptora�41808�km2),�el�registro�documental�

de�Zamora� (Barriendos�y�Rodrigo,�2006;�su-perficie�receptora�46137�km2)�y�registros�sedi-mentarios�localizados�en�los�Arribes�de�Duero�(Medialdea,�2013;�superficie�receptora�71981�km2).� Los�Arribes� comprenden� un� tramo� de�120�km�de�la�frontera�natural�entre�Portugal�y�España,� excavando� una� espectacular� gargan-ta�de�~�150�m�de�profundidad.�Los� registros�sedimentarios� corresponden� a� sedimentos� de�inundación�en�zonas�de�remanso�(slackwater);�se�localizan�en�un�tramo�de�1,3�km�de�longitud�situado�entre�Saucelle�(España)�y�Freixo�(Por-tugal),� excavado� en� granitos� y� granodioritas�del�basamento�varisco.�


climatic factors and the outcome variability in the magnitude and frequency of floods. In recent times, under a man-modified regime, other environmental factors must also be taken into account Key words: Duero River, historical floods, hydroclimatology, luminescense, palaeofloods. INTRODUCCIÓN

El análisis de la respuesta de las crecidas a las modificaciones climáticas y antropogénicas, y de sus mecanismos asociados, constituye uno de los temas más demandados por parte de la sociedad civil (ordenación territorial, transvases regionales y transfronterizos, aseguradoras), aunque científicamente sigue planteando una gran incertidumbre en relación con los riesgos naturales (Kundzewicz et al., 2013). En los últimos años se han producido nuevos avances tanto en la metodología como en la visión holística de la respuesta de los fenómenos hidrológicos extremos al cambio global, tanto a nivel de la península Ibérica como en Europa y el Mediterráneo (Machado et al., 2015). En el caso de la península Ibérica, la extensión de los registros hacia el pasado a partir de información histórico-documental (Barriendos y Rodrigo, 2006) como usando registros sedimentarios (Benito et al., 2003) ha permitido mejorar nuestra compresión sobre los efectos de la variabilidad climática natural sobre los patrones decadales y seculares de las inundaciones, y sus efectos sobre la no estacionaridad de los peligros naturales (Machado et al., 2015). Sin embargo, en algunos de los grandes ríos peninsulares, como el río Duero, esta información de inundaciones pasadas todavía es escasa y discontinua (Rodríguez-Marquina, 1949). Su localización geográfica confiere además a la cuenca del Duero, en especial en sus tramos medio y terminal, una particular sensibilidad a las variaciones interanuales de la circulación zonal.

Los objetivos del presente estudio son: a) el análisis y estudio preliminar de una serie combinada de datos histórico-documentales con registros de paleocrecidas durante el último milenio; b) aportar las primeras dataciones de luminiscencia estimulada ópticamente en sedimentos de inundaciones del río Duero; c) analizar el comportamiento hidroclimatológico de las crecidas y su variabilidad a lo largo del último milenio.

ZONA DE ESTUDIO

El río Duero es uno de los ríos más grandes de la península Ibérica (Fig. 1), con una superficie total de 98.073 km2, 20% en Portugal y el 80% en España. En la mayor parte de la cuenca, el clima es mediterráneo continental, que incrementa su influencia atlántica hacia su desembocadura en Oporto. La precipitación

media anual es de alrededor de 500 mm, aunque con una alta variabilidad interanual entre 350 y 800 mm; y el régimen de lluvias se asocia principalmente con sistemas frontales atlánticos que cruzan la península Ibérica entre noviembre y abril. Las inundaciones extremas del río Duero están relacionadas con la persistencia de las lluvias durante el invierno que se puede combinar con el deshielo de las cordilleras que rodean la cuenca, pudiendo generar caudales que superan en más de 30 veces el flujo medio. De acuerdo con Pardé (1953), el Duero es el río con mayores inundaciones en Europa en comparación con los ríos de tamaño similar. Por lo tanto, la reconstrucción de los eventos de inundación y su relación con la variabilidad del clima a largo plazo constituye un pilar importante para entender las relaciones clima-inundaciones y, por tanto, en la evaluación y adaptación a los peligros del cambio climático.

FIGURA 1. Situación de la cuenca del río Duero y localización de los registros analizados: instrumentales (Toro), histórico-documentales (Zamora), y de paleocrecidas (Saucelle). Los tonos grises representan las lluvias máximas diarias en mm, para un periodo de retorno de 100 años (MIMAM, 2000).

Las registros utilizados en este trabajo comprenden, principalmente, los datos de la estación de aforos de Toro (No. 2062; superficie receptora 41808 km2), el registro documental de Zamora (Barriendos y Rodrigo, 2006; superficie receptora 46137 km2) y registros sedimentarios localizados en los Arribes de Duero (Medialdea, 2013; superficie receptora 71981 km2). Los Arribes comprenden un tramo de 120 km de la frontera natural entre Portugal y España, excavando

FIGURA�1.�Situación de la cuenca del río Duero y locali-zación de los registros analizados: instrumentales (Toro), histórico-documentales (Zamora), y de paleocrecidas (Saucelle). Los tonos grises representan las lluvias máxi-mas diarias en mm, para un periodo de retorno de 100 años (MIMAM, 2000)

METODOLOGÍA

En� este� trabajo� se� combinan� datos� de�inundaciones� procedentes� de� tres� fuentes:� a)�aforos;�b)�histórico-documentales;�y�c)�paleo-crecidas.�La�serie�de�aforos�disponible�para�el�tramo� medio-bajo� corresponde� a� la� serie� de�Toro�(1911-2007).�

Los� datos� históricos� de� avenidas� proce-den�de�los�fondos�inéditos�de�Fontana�Tarrats�(1971-1977)� depurados� con� información� in-édita� de�documentos�oficiales� y� eclesiásticos�de�la�ciudad�de�Zamora.�Igualmente�se�ha�in-

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cluido�datos�de�informes�recopilados�para�los�trabajos�de�construcción�de�presas�en�el�Duero�y�recogidos�en�los�estudios�de�Rodríguez-Mar-quina�(1949).�

La�búsqueda�de�zonas�potenciales�para�la�preservación�de� sedimentos�de�paleocrecidas�se�ha�centrado�en�los�Arribes,�donde�el�río�se�encaja� en� sustrato� rocoso.�En� estas� zonas�de�confinamiento�del�canal�se�producen�repenti-nos�cambios�de�calado�(nivel)�del�flujo�durante�las� crecidas,� lo� que� favorece� la� acumulación�de� depósitos� de� crecida� en� las�márgenes� del�valle.�En� los� tramos� seleccionados� se� proce-dió�a�la�descripción�estratigráfica�detallada�de�los� depósitos� de� crecida,� muestreando� cada�unidad�de�inundación�para�su�caracterización�textural,�y�análisis�químico�y�mineralógico.�La�cronología�de�los�eventos�de�crecida�se�ha�ob-tenido�mediante�dataciones�con�luminiscencia�estimulada�ópticamente�(OSL).�En�los�tramos�estudiados�se�procedió�al�levantamiento�topo-gráfico� en� campo� completado� con� datos� del�PNOA� (Instituto� Geográfico� Nacional),� con�objeto�de�determinar� las� alturas� absolutas�de�los�perfiles� estratigráficos�y�de�determinar� la�geometría� de� las� secciones� de� canal� hasta� la�zona�inundada�por�las�crecidas.�Estas�geome-trías� se�utilizan�en�el�modelo�hidráulico�uni-dimensional,�HEC-RAS�utilizado�para�la�esti-mación�de�los�caudales�punta�asociados�a�las�distintas�unidades�de�crecida.

RESULTADOS

La�estación�de�aforos�de�Toro�está�operati-va�desde�1911,�aunque�el�registro�de�caudales�máximos� es� discontinuo,� en� su� mayor� parte�correspondientes� a�máximos�medios� diarios;�y�sólo�desde�1978�existe�un�registro�oficial�de�caudales�instantáneos.�Se�ha�completado�esta�serie� con� datos�máximos� que� no� estaban� in-cluidos�en�la�serie�oficial�de�la�Confederación�Hidrográfica�del�Duero�(Fig.�2).�Estos�cauda-les�máximos�siguen�un�patrón�similar�a�los�da-

tos�de�precipitación� total�anual�en� la�cuenca.�Se�observa�que� la�década�de�1960�concentra�una�elevada�frecuencia�de�grandes�inundacio-nes.�Resulta�interesante�apuntar�el�descenso�en�la� frecuencia�de� las�crecidas�del�percentil�95�desde� los� años� 1970,� y� particularmente� alre-dedor�de�los�años�1990,�aunque�esta�tendencia�se�invirtió�después�de�1996.�La�figura�2�mues-tra� que� las� grandes� crecidas� en� el� río�Duero�se�relacionan�de�forma�inversa�con�los�valores�del� índice�de�NAO�de�invierno�(DJF),�domi-nada�por�un�modo�negativo�durante�la�década�de�los�60,�y�modo�positivo�entre�1980�y�1995.�Los� períodos� multianuales� con�modo� preva-lente� de�NAO� que� controla� la� ocurrencia� de�crecidas� demuestra� la� necesidad� de� registros�hidrológicos�a�largo�plazo,�para�proporcionar�conclusiones� robustas�en� las� relaciones�entre�variabilidad�climática�e�inundaciones.


una espectacular garganta de ~ 150 m de profundidad. Los registros sedimentarios corresponden a sedimentos de inundación en zonas de remanso (slackwater); se localizan en un tramo de 1,3 km de longitud situado entre Saucelle (España) y Freixo (Portugal), excavado en granitos y granodioritas del basamento varisco.

METODOLOGÍA

En este trabajo se combinan datos de inundaciones procedentes de tres fuentes: a) aforos; b) histórico-documentales; y c) paleocrecidas. La serie de aforos disponible para el tramo medio-bajo corresponde a la serie de Toro (1911-2007).

Los datos históricos de avenidas proceden de los fondos inéditos de Fontana Tarrats (1971-1977) depurados con información inédita de documentos oficiales y eclesiásticos de la ciudad de Zamora. Igualmente se ha incluido datos de informes recopilados para los trabajos de construcción de presas en el Duero y recogidos en los estudios de Rodríguez-Marquina (1949).

La búsqueda de zonas potenciales para la preservación de sedimentos de paleocrecidas se ha centrado en los Arribes, donde el río se encaja en sustrato rocoso. En estas zonas de confinamiento del canal se producen repentinos cambios de calado (nivel) del flujo durante las crecidas, lo que favorece la acumulación de depósitos de crecida en las márgenes del valle. En los tramos seleccionados se procedió a la descripción estratigráfica detallada de los depósitos de crecida, muestreando cada unidad de inundación para su caracterización textural, y análisis químico y mineralógico. La cronología de los eventos de crecida se ha obtenido mediante dataciones con luminiscencia estimulada ópticamente (OSL). En los tramos estudiados se procedió al levantamiento topográfico en campo completado con datos del PNOA (Instituto Geográfico Nacional), con objeto de determinar las alturas absolutas de los perfiles estratigráficos y de determinar la geometría de las secciones de canal hasta la zona inundada por las crecidas. Estas geometrías se utilizan en el modelo hidráulico unidimensional, HEC-RAS utilizado para la estimación de los caudales punta asociados a las distintas unidades de crecida.

RESULTADOS Registros de aforos

La estación de aforos de Toro está operativa desde 1911, aunque el registro de caudales máximos es discontinuo, en su mayor parte correspondientes a máximos medios diarios; y sólo desde 1978 existe un registro oficial de caudales instantáneos. Se ha completado esta serie con datos máximos que no estaban incluidos en la serie oficial de la Confederación Hidrográfica del Duero (Fig. 2). Estos caudales máximos siguen un patrón similar a los datos de precipitación total anual en la cuenca. Se observa que la década de 1960 concentra una elevada frecuencia de grandes inundaciones. Resulta interesante apuntar el descenso en la frecuencia de las crecidas del percentil 95 desde los años 1970, y particularmente alrededor de los años 1990, aunque esta tendencia se invirtió después de 1996. La figura 2 muestra que las grandes crecidas en el río Duero se relacionan de forma inversa con los valores del índice de NAO de invierno (DJF), dominada por un modo negativo durante la década de los 60, y modo positivo entre 1980 y 1995. Los períodos multianuales con modo prevalente de NAO que controla la ocurrencia de crecidas demuestra la necesidad de registros hidrológicos a largo plazo, para proporcionar conclusiones robustas en las relaciones entre variabilidad climática e inundaciones.

Registros histórico-documentales

Los registros documentales de Zamora comprenden una serie continua desde 1545 a 1860 (Barriendos y Rodrigo, 2006), aunque existen registros anecdóticos desde 1256. Igualmente, esta serie histórica de inundaciones se ha comparado y contrastado con la serie histórica de inundaciones en Régua (Portugal). Se ha realizado una clasificación de su magnitud relativa en relación con los efectos que se deducen de

FIGURA 2. Series anuales de caudales de crecida en el río Duero en Toro (41808 km2) y relación con índice NAO de invierno.

Con formato: Sangría: Primera línea: 0,5 cm, EspacioDespués: 10 pto

Con formato: Sangría: Primera línea: 0,5 cm, Ajustarespacio entre texto latino y asiático, Ajustar espacio entretexto asiático y números

Con formato: Ajustar espacio entre texto latino y asiático,Ajustar espacio entre texto asiático y números

Con formato: Sangría: Primera línea: 0,5 cm, Sin viñetas ninumeración

FIGURA�2.�Series anuales de caudales de crecida en el río Duero en Toro (41808 km2) y relación con índice NAO de invierno

Los�registros�documentales�de�Zamora�com-prenden�una�serie�continua�desde�1545�a�1860�(Barriendos�y�Rodrigo,�2006),�aunque�existen�registros�anecdóticos�desde�1256.� Igualmente,�esta�serie�histórica�de�inundaciones�se�ha�com-parado�y�contrastado�con� la� serie�histórica�de�inundaciones�en�Régua�(Portugal).�Se�ha�reali-zado�una�clasificación�de�su�magnitud�relativa�en�relación�con�los�efectos�que�se�deducen�de�las�descripciones�documentales:�1)�ordinarias,�cuando�el�flujo�está�confinado�en�el�canal�y�los�

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bancos� del� lecho� mayor;� 2)� extraordinarias,�cuando�el�flujo�desborda�a�la�llanura�de�inunda-ción,�con�algunos�daños,�pero�sin�que�exista�una�gran�destrucción,�y�3)�catastrófica,�cuando�las�inundaciones�resultan�en�daños�generalizados�y�destrucción�de�infraestructuras�(Fig.�3).�

En�el� sector�español�del�Duero,� la�crecida�histórica� de� mayor� magnitud� se� registró,� de�acuerdo� a� nuestros� datos� (Fig.� 3),� en� 1860� y�alcanzaría�los�3000�m3s-1.�Para�Rodríguez�Mar-quina�(1949),�las�mayores�crecidas�históricas�se�produjeron�en�1739�y�1709,�aunque�no�existen�estimaciones� que� corroboren� esta� afirmación.�La�crecida�de�1739�constituye�una�de�las�mayo-res�registradas�en�el�sector�portugués�del�Duero,�y�que�Pardé�(1955)�estima�en�19.000�m3s-1,�aun-que�no�aclara�cómo�obtiene�ese�caudal.�


las descripciones documentales: 1) ordinarias, cuando el flujo está confinado en el canal y los bancos del lecho mayor; 2) extraordinarias, cuando el flujo desborda a la llanura de inundación, con algunos daños, pero sin que exista una gran destrucción, y 3) catastrófica, cuando las inundaciones resultan en daños generalizados y destrucción de infraestructuras (Fig. 3).

En el sector español del Duero, la crecida histórica de mayor magnitud se registró, de acuerdo a nuestros datos (Fig. 3), en 1860 y alcanzaría los 3000 m3s-1. Para Rodríguez Marquina (1949), las mayores crecidas históricas se produjeron en 1739 y 1709, aunque no existen estimaciones que corroboren esta afirmación. La crecida de 1739 constituye una de las mayores registradas en el sector portugués del Duero, y que Pardé (1955) estima en 19.000 m3s-1, aunque no aclara cómo obtiene ese caudal.

FIGURA 3. Distribución temporal de las inundaciones históricas e instrumentales. En el periodo 1700 a 1853 se muestra su magnitud relativa (ordinarias, Ord; extraordinarias, Ex; y catastróficas, Cat. Entre 1855 y 1910 se muestran caudales máximos estimados.

FIGURA 4. Vista del valle del río Duero aguas abajo de Saucelle, y emplazamiento del banco con depósitos de inundación y los perfiles estudiados (Morera y Dos Olivos).

Registros sedimentarios

En el tramo analizado, aguas abajo de la presa de Saucelle, el río Duero está encajado en rocas paleozoicas y su cauce normal presenta una anchura de 200 m. Los depósitos de inundación se localizan en la margen izquierda del río Duero (sector español) a lo largo de un banco cuyo techo se sitúa 16 m sobre el nivel del río (Fig. 4). Este banco se ubica aguas abajo de un saliente rocoso que genera condiciones de remanso en el margen del valle, favoreciendo la acumulación de sedimentos finos por decantación. Estos afloramientos muestran entre 2 y 3 m de potencia, donde los sedimentos de inundación se intercalan con depósitos de ladera. Se han realizado dos perfiles estratigráficos denominados Dos Olivos (DOL) y Morera (MOR).

FIGURA 5. Vista del perfil Dos Olivos, y perfil estratigráfico levantado con indicación de las muestras datadas mediante OSL.

El perfil DOL presenta 2,5 m de espesor, y está compuesto por arenas finas y medias con estructuras masivas y laminación difusa, e intercalaciones de depósitos de ladera y líneas de cantos en los contactos

FIGURA� 3.� Distribución� temporal� de� las� inundaciones�históricas�e�instrumentales.�En�el�periodo�1700�a�1853�se�muestra� su� magnitud� relativa� (ordinarias,� Ord;� extraor-dinarias,�Ex;� y� catastróficas,�Cat.�Entre� 1855�y� 1910� se�muestran�caudales�máximos�estimados










FIGURA�4.�Vista del valle del río Duero aguas abajo de Saucelle, y emplazamiento del banco con depósitos de inundación y los perfiles estudiados (Morera y Dos Olivos)

En� el� tramo� analizado,� aguas� abajo� de� la�presa�de�Saucelle,�el�río�Duero�está�encajado�en� rocas�paleozoicas�y� su� cauce�normal�pre-senta�una�anchura�de�200�m.�Los�depósitos�de�inundación�se�localizan�en�la�margen�izquier-da� del� río� Duero� (sector� español)� a� lo� largo�de�un�banco�cuyo� techo� se� sitúa�16�m�sobre�el�nivel�del� río� (Fig.�4).�Este�banco�se�ubica�aguas�abajo�de�un�saliente�rocoso�que�genera�condiciones�de�remanso�en�el�margen�del�va-lle,�favoreciendo�la�acumulación�de�sedimen-tos�finos�por�decantación.�Estos�afloramientos�muestran�entre�2�y�3�m�de�potencia,�donde�los�sedimentos� de� inundación� se� intercalan� con�depósitos�de�ladera.�Se�han�realizado�dos�per-files� estratigráficos� denominados�Dos�Olivos�(DOL)�y�Morera�(MOR).�










FIGURA�5.�Vista del perfil Dos Olivos, y perfil estrati-gráfico levantado con indicación de las muestras datadas mediante OSL

El�perfil�DOL�presenta�2,5�m�de�espesor,�y� está� compuesto�por� arenas�finas�y�medias�con� estructuras� masivas� y� laminación� difu-sa,� e� intercalaciones� de� depósitos� de� ladera�y� líneas�de�cantos�en� los�contactos� (Fig.�5).�En�este�perfil�se�diferencian�al�menos�cinco�

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eventos�de� inundación�donde�se�han�recogi-do� cinco�muestras� para� su� datación.� Se� han�medido� 80-100� alícuotas,� cada� una� conte-niendo�~30�granos,�de�cada�una�de�las�mues-tras.�Los�valores�de�dosis�medidos�para�cada�alícuota�forman�una�distribución�normal�con�valores� de� sobredispersión� por� debajo� del�12%,�sugieriendo�que� las�muestras�no�están�afectadas� por� factores� extrínsecos� como� el�blanqueamiento�parcial�o� las�variaciones� en�la�microdosimetría�del�entorno.�Por�tanto,�se�ha�considerado�adecuado�la�estimación�de�la�De�aplicando�una�media�ponderada.�Los�altos�valores�de�la�tasa�de�dosis�y�la�intensidad�de�la�señal�luminiscente�de�las�muestras�estudia-das�han�permitido�determinar�la�edad�con�un�error�asociado�de�~5%.�Esto�permite�obtener�un� registro� cronológico�muy� preciso� de� los�perfiles�estratigráficos�estudiados�(Tabla�1).�

MuestraProf (m)

Dosis (Gy/ka)

Dosis equivalente

(Gy)

Edad (ka)

DOL-1 0,5 3,59±0,15 1,85±0,12 0,52±0,04DOL-2 0,6 3,78±0,16 1,73±0,08 0,46±0,03DOL-3 1,2 3,44±0,14 2,82±0,13 0,82±0,05DOL-4 1,5 2,85±0,11 2,64±0,07 0,93±0,04DOL-5 1,8 3,09±0,13 3,20±0,11 1,04±0,06MOR-4 0,6 3,59±0,15 1,91±0,05 0,52±0,03MOR-6 1,0 3,59±0,15 2,91±0,08 1,16±0,06MOR-8 2,0 3,59±0,15 4,31±0,11 1,50±0,07MOR-11 2,8 3,59±0,15 5,37±0,11 1,77±0,08MOR-12 3,2 3,59±0,15 6,37±0,18 2,23±0,11

TABLA�I.�Tabla resumen de las dataciones por OSL in-cluyendo la tasa de dosis, la dosis equivalente y la edad final calculada. Se incluyen también los valores de pro-fundidad utilizados para el cálculo de la tasa de dosis. La humedad para el conjunto de las muestras es del 10%

Las� dataciones� del� perfil� Dos� Olivos�muestran� que� los� sedimentos� de� inundación�se� acumularon� durante� el� último� milenio,� y�se�encuentran�agrupados�en�tres�episodios.�El�primero� está� compuesto� por� tres� eventos� da-tados�entre�los�años�970�y�1190�AD.�Este�pe-riodo�se�ha�observado�en�las�series�históricas�

y�de�paleocrecidas�del�río�Tajo�(Benito�et al.,�2003).�El�segundo�episodio�comprende�al�me-nos�dos�eventos�y�tendría�lugar�entre�los�años�1550�y�1490�AD.�En�la�parte�superior�se�loca-liza�al�menos�un�nivel�de�crecida�que�culmina�la�secuencia,�y�que�no�ha�sido�datado.�Resulta�destacable�la�intercalación�de�depósitos�de�la-dera�que�muestra�la�alternancia�de�periodos�de�actividad�de�inundaciones�con�otros�donde�do-minan�los�procesos�con�aportes�laterales�desde�las�vertientes.

El�perfil�estratigráfico�MOR�presenta�3,2�m�de�espesor,�compuestos�por�arenas�finas�don-de�se�han�diferenciado�al�menos�doce�niveles�de�inundación,�separados�por�contactos�en�su�mayoría�difusos�y�en�algunos�casos�marcados�por�niveles�de�cantos.�Las�dataciones�de�OSL�comprenden� los� últimos� dos�milenios.� En� el�periodo�más�reciente�se�presentan�dataciones�similares�a�las�obtenidas�en�el�perfil�Dos�Oli-vos,�con�episodios�de�inundaciones�datados�en�torno�al�año�1000�AD�y�al�1500�AD.

DISCUSIÓN

Los� registros� geológicos� y� documentales�muestran�que� las�crecidas�extremas�del�Due-ro�no�se�distribuyen�de�forma�homogénea�en�el� tiempo,� sino�que�existe�una�concentración�anómala�en�el�tiempo.�Los�datos�preliminares�muestran�que�los�registros�sedimentarios�pre-sentan�una�concentración�anómala�en�los�pe-riodos�AD�1000-1200,�AD�1450-1500.�Estos�periodos�son�congruentes�con� los� registrados�en� otros� grandes� ríos� peninsulares� como� el�Tajo�(Benito�et al.,�2003).�El�primero�de�estos�periodos�corresponde�al�final�de�la�Anomalía�Climática� Medieval,� caracterizada� por� una�variabilidad� hidrológica.� El� segundo� perio-do�corresponde�a� los�primeros�estadios�de� la�Pequeña�Edad�del�Hielo�(PEH),�y�que�se�ca-racteriza� por� comportamientos� hidroclimáti-camente�anómalos�que�suelen�prolongarse�du-rante�30�o�40�años�(Barriendos�y�Martín-Vide,�

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1998).�Dentro�de� la�PEH�se�han� identificado�episodios�meteorológicos�extremos�cuya�baja�frecuencia�ha� impedido�que�se�puedan�regis-trar�durante�el�periodo�instrumental�moderno�(Benito et al., 2005).�En�el�caso�del�Duero,�y�de�otros�ríos�atlánticos�peninsulares,�destacan�los�eventos�de� lluvias�continuadas�que�gene-ran�inundaciones�entre�enero�y�febrero,�como�las� inundaciones�de�1626,�1709,�1739,�1855,�1860,�1880,�1881,�1895,�1900�y�1909.�Algu-na�de�estas�crecidas�de�magnitud�excepcional,�como� la� ocurrida� en� 1739� con� caudales� que�superaron�los�18.000�m3s-1,�se�sitúan�entre�las�mayores�registradas�a�nivel�europeo�para�ríos�de�tamaño�similar�al�Duero.�

Las�condiciones�atmosféricas�que�generan�estas�crecidas�en�los�ríos�peninsulares�atlánti-cos�se�encuentran�relacionadas�con�la�circula-ción�del�Atlántico�Norte,�con�lluvias�de�carác-ter�persistente�asociadas�a� fases�negativas�de�la�NAO.�En�la�cuenca�del�Tajo�se�ha�observa-do�una�relación�estrecha�entre�las�crecidas�que�generan�un�mayor�caudal�pico�y�la�persisten-cia� de�NAO�en� fase� negativa� durante� los� 15�días�precedentes�a� la�punta� (Salgueiro�et al.,�2013).�El�análisis�preliminar�realizado�para�el�río�Duero�durante�el�periodo�instrumental�per-mite� indicar� una� relación� similar� entre�NAO�negativa�y�caudales�punta�extremo.�

La�proyección�del�índice�NAO�en�relación�con�el�calentamiento�global�es�incierta,�lo�que�impide�establecer�comportamientos�de�futuro�en�las�crecidas�de�los�ríos�atlánticos.�En�este�sentido,�no�existe�consenso�si�la�tendencia�en�fase�NAO�positiva�de�las�décadas�de�los�1980�y�1990�se�mantendrá�o�intensificará�en�el�futu-ro.�En�el�caso�del�río�Duero,�los�caudales�pun-ta� pueden�verse� afectados� por� fenómenos�de�deshielo�rápido�como�consecuencia�de�subidas�bruscas�de�las�temperaturas�durante�los�meses�de� invierno� e� inicios� de�primavera,� como�ha�ocurrido�en�algunas�de�las�crecidas�ocurridas�de�la�primera�década�del�siglo�XXI.�

CONCLUSIONES

Este�trabajo�constituye�un�intento�prelimi-nar� de� recogida� y� análisis� de� datos� de� inun-daciones�del�río�Duero�combinando�diferentes�fuentes� de� información� instrumental,� históri-co-documental�y�de�paleocrecidas.�Este�regis-tro� consta� de� una� serie� documental� histórica�de� Zamora,� discontinua� entre� 1256� y� 1544,�y� continua� entre� 1545� y1860.� El� registro� de�caudales�asociados�a�estas�crecidas�históricas�comprende� entre� 1860� y� 1910.� Por� su� parte,�existe�un�registro�de�caudales�máximos�afora-dos�entre�1911�y�2007.�Se�ha�realizado�un�es-tudio�de�sedimentos�de�inundación�(paleocre-cidas),�asociadas�a�un�calado�mínimo�de�16�m�sobre�el�nivel�de�aguas�bajas�del�Duero.�Este�registro�de�inundaciones�extremas�muestra�al�menos�doce�eventos�en�los�últimos�2000�años,�y�seis�en�el�último�milenio.�Las�dataciones�de�OSL�muestran�la�existencia�de�dos�periodos�de�inundaciones�que�ocurrieron�alrededor�del�año�1000�y�de�año�1500�AD,�respectivamente.�Las�relaciones� existentes� actualmente� entre� los�mayores�caudales�punta�y�las�fases�negativas�del� índice�NAO,�sugieren�que�estos�periodos�responderían�a�la�persistencia�de�este�tipo�de�patrón�atmosférico.

AGRADECIMIENTOS

La� presentación� de� este� trabajo� ha� sido�posible� gracias� al� Proyecto� PALEOMED�(CGL2014-58127-C3-1-R)� financiado� por� la�CICYT,�y�el�PIE�Intramural�(ref.�201430E003)�financiado�por�el�CSIC.�

REFERENCIAS

Barriendos,�M.� y�Martín�Vide,� J.,� 1998.� Se-cular�climatic�oscillations�as� indicated�by�catastrophic�floods�in�the�Spanish�Medite-rranean�coastal�area�(14th-19th�centuries).�Climatic Change,�38,�473-491

Barriendos,�M.�y�Rodrigo,�F.S.�2006.�Study�of�historical� flood� events� on� Spanish� rivers�

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success story


using� documentary� data.� Hydrological Sciences Journal,�51,�765-783.

Benito,�G.,�Barriendos,�M.,�Llasat,�C.,�Macha-do,�M.�y�Thorndycraft,�V.�(2005).�Impactos�sobre� los� riesgos� naturales� de� origen� cli-mático.�En:�Moreno,� J.M.� (Coordinador),�Evaluación preliminar de los impactos en España por efecto del Cambio Climático.�527-548.�

Benito,� G.,� Sopeña,� A.,� Sánchez-Moya,� Y.,�Machado,� M.J.� y� Pérez-González,� A.�2003.�Palaeoflood�record�of�the�Tagus�Ri-ver�(Central�Spain)�during�the�Late�Pleis-tocene�and�Holocene.�Quaternary Science Reviews,�22�(15-17),�1737-1756.

Fontana� Tarrats,� J.M.,� 1971-1977.� Entre el cardo y la rosa. Historia del clima de las Mesetas.�Madrid,�269pp.

Kundzewicz,� Z.W.,� Kanae,� S.,� Seneviratne,�S.I.,� Handmer,� J.,� Nicholls,� N.,� Peduzzi,�P.,�Mechler,�R.,�Bouwer,�L.M.,�Arnell,�N.,�Mach,� K.,� Muir-Wood,� R.,� Brakenridge,�G.R.,� Kron,� W.,� Benito,� G.,� Honda,� Y.,�Kiyoshi�Takahashi,�K.� y� Sherstyukov,� B.�2013.�Flood�risk�and�climate�change:�glo-bal� and� regional�perspectives.�Hydrologi-cal Sciences Journal,�59�(1),�1-28.

Machado,�M.J.,�Botero�B.A.,�López�J.,�Fran-cés�F.,�Díez-Herrero�A.�y�Benito�G.�2015.�Flood� frequency� analysis� of� historical�flood� data� under� stationary� and� non-sta-tionary� modelling.� Hydrology and Earth System Sciences Discussion,�12,�525-568.

Medialdea,�A.�2013.�Towards the reconstruc-tion of flood histories: luminescence da-ting of paleoflood deposits.�Tesís�Doctoral,�Univ�Autónoma�de�Madrid,�181�p.

MIMAM�(2000)�El Libro Blanco del Agua en España.�Madrid.

Pardé,�M.�1953.�Sur�la�génèse�et�les�caractères�de�plusieurs�grandes�inondations�récentes.�Annales de Géographie,�62,�18-36.

Pardé,�M.� 1955�Fleuves et rivières.�Armand�Colin,�Paris.

Rodríguez-Marquina,�F.J.�1949.�Crecidas�ex-traordinarias�del�río�Duero.�Parte�1.�Revis-ta de Obras Públicas,�97,�202-213.

Salgueiro,� R.,� Machado,� M.J.,� Barriendos,�M.,� Pereira,� H.� y� Benito�G.� 2013.� Flood�magnitudes� in� the� Tagus� River� (Iberian�Peninsula)� and� its� stochastic� relationship�with�daily�North�Atlantic�Oscillation�since�mid-19th�Century.� Journal of Hydrology,�502,�191–201.

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El uso de la potencia hidráulica del río como indicador de procesos geomorfológicos

The use of stream power as an indicator of geomorphological processes

V. Martínez-Fernández1, M. González del Tánago1 y D. García de Jalón1

1 �ETS�de�Ingeniería�de�Montes,�Forestal�y�del�Medio�Natural,�UPM,�Ciudad�Universitaria,�s/n,�28040�Madrid�(Madrid),�[email protected].

Resumen:� La� potencia� hidráulica� representa� la� energía� del� caudal� circulante� para� desarrollar�procesos�de�ajuste�en�la�morfología�del�cauce,�a�través�de�la�remoción�y�transporte�de�sedimentos.�Por�ello� su�estudio� reviste�un�gran� interés�para� interpretar�el�grado�de�equilibrio�dinámico�de�los�ríos�y�para�diseñar�medidas�de�rehabilitación.�En�este� trabajo�se�analiza� la�distribución�de�la� potencia� hidráulica� total� y� específica� a� lo� largo� de� un� río� y� su� relación� con� la� tipología� y�heterogeneidad�geomorfológica�resultante.�El�estudio�aquí�presentado�corresponde�al�río�Curueño�(Cuenca�del�Duero),�de�43�km�de�longitud.�En�dicho�río,�y�sobre�tramos�consecutivos�de�1�km�de�longitud,�se�ha�calculado�la�potencia�hidráulica,�analizado�el�confinamiento�del�valle�y�medido�variables�morfológicas�de�ajuste�(anchura�del�cauce,�superficie�de�gravas�desnudas,�superficie�de�gravas�con�vegetación�e�índice�de�trenzamiento).�Se�ha�utilizado�un�modelo�digital�del�terreno�con�resolución�de�5�m�y�las�ortofotos�de�2011,�junto�a�los�registros�de�aforos�disponibles.�Los�resultados� muestran� una� correlación� significativa� entre� la� superficie� de� gravas� y� la� potencia�hidráulica�específica,�encontrando�los�tramos�sin�depósitos�de�gravas�con�potencias�superiores�a�111�W�m-2�y�también�una�correlación�significativa�entre�la�superficie�de�gravas�y�el�confinamiento�del�valle,� resultando�diferencias�significativas�entre� los� tramos�confinados�(ausencia�o�escasos�depósitos� de� gravas)� y� los� no� confinados� (presencia� o� abundancia� de� bancos� de� gravas).� Se�confirma�que�la�potencia�hidráulica�es�buen�indicador�de�la�dinámica�y�heterogeneidad�del�cauce�a�escala�de�cuenca,�y�que�el�grado�de�confinamiento�del�valle�representa�un�factor�explicativo�adicional�de�la�variabilidad�geomorfológica�del�cauce�a�escala�de�tramo�fluvial.�Ambos�factores�deben�ser�tenidos�en�cuenta�en�la�valoración�de�los�efectos�de�presiones�e�impactos�que�afecten�al�estado�hidromorfológico�del�sistema�fluvial.

Palabras clave: bancos�de�gravas,�hidromorfología,�potencia�hidráulica,�río�Curueño.

Abstract: Stream power measures the capacity of flowing water to develop adjustment processes in channel morphology, through the removal and transport of sediments. Thus, its quantitative evaluation along the river may be helpful to interpret the dynamic equilibrium of rivers and to design rehabilitation measures. The present paper analyzes the distribution of total and specific stream power along a river and its relation to the type and the resulting geomorphological heterogeneity. Particularly, the study has been carried out in the River Curueño (Duero Basin) with a length of 43 km. We have calculated stream power, analyzed the confinement of the

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valley and measured some morphological adjustment variables (channel width, bare gravels surface, vegetated gravels surface, and braiding index) on consecutive river reaches of 1 km length. For this porpoise, we used a digital elevation model (5 m resolution) and orthophotos of 2011, together with the available registered discharges. Results show a significant correlation between the surface of gravels and the specific stream power, demonstrating that the reaches without gravel bars appear under specific power higher than 111 Wm-2; a significant correlation between the gravels surface and valley confinement was also found, with significant differences between the confined sections (i.e., absence or insufficient gravel bars) and unconfined sections (i.e., presence or abundance of gravel bars). The results confirm that stream power is a good indicator of river dynamics and channel heterogeneity at basin scale, and that valley confinement represents an additional explanatory factor of geomorphological variability of the channel at reach scale. Both factors should be taken into account in assessing the effects of pressures and impacts affecting the hydromorphologic status or river systems.

Key words: gravel bars, hydromorphology, river Curueño, stream power.

INTRODUCCIÓN

La� potencia� hidráulica� es� una�medida� de�la�energía�que�tiene�el�caudal�circulante�para�desarrollar� ajustes� geomorfológicos� a� través�de�procesos�de�erosión,�transporte�y�sedimen-tación�(Fryirs,�2003).�En�su�cálculo�interviene�la� pendiente� del� canal� fluvial� y� la� magnitud�del�caudal,�este�último�en�general�referido�a�la�avenida�ordinaria�(bankfull discharge,�Knigh-ton,�1999;�Charlton,�2008).�Con�dicha�energía�los�caudales�circulantes�pueden�llevar�a�cabo�cambios�en�el� trazado�del�cauce,�ajustes�ver-ticales�con�cambios�en�el�nivel�del� lecho�por�incisión� o� agradación,� o� ajustes� horizontales�con�aumento�o�disminución�de�la�anchura�del�canal�fluvial.�Su�estudio�reviste�un�gran�interés�para�interpretar�el�nivel�de�equilibrio�dinámi-co� de� los� ríos� ante� determinadas� presiones� e�impactos� (Martín-Vide� et al.,� 2010;� Hooke,�2007)�y�para�diseñar�medidas�de�rehabilitación�(ej.�Naden�et al., 2016).�La�potencia�hidráulica�ha�sido�ampliamente�utilizada�para�analizar�el�transporte�de�sedimentos�y� los�patrones�geo-morfológicos�de� los�cauces� (Ferguson,�2005,�Hooke,� 2007).� La� creciente� disponibilidad�de�modelos�digitales�del� terreno�permitiendo�

cuantificar�la�pendiente�del�río�con�una�resolu-ción�sin�precedentes,�hace�posible�explorar�la�variación�espacio-temporal�de�la�potencia�hi-dráulica�de�los�sistemas�fluviales�a�gran�esca-la,�y�promueve�la�utilización�de�dicha�variable�como�indicadora�de�su�estado�hidromorfológi-co�(Bizzi�y�Lerner,�2015).

Por�otra�parte,�el�grado�de�confinamiento�del� valle� (grado� con� que� la�movilidad� late-ral�del� sistema�fluvial�queda� limitada�por� la�anchura� del� fondo� del� valle)� representa� el�principal� factor� limitante� para� el� desarrollo�de�procesos�de�ajuste�en�función�de�la�ener-gía� hidráulica� disponible� (Fryirs,� 2003).� En�este�sentido,�la�tipología�del�valle�determina�la� resistencia� de� los� distintos� tramos�fluvia-les�al�cambio�frente�a�presiones�e�impactos,�y�también�influye�en�su�resiliencia,�al�condicio-nar�en�mayor�o�menor�medida�la�conectividad�del�cauce�con�las�zonas�de�suministro�de�se-dimentos�(Macnab�et al.,�2006;�González�del�Tánago�et al.,�2016).�

El� objetivo� de� este� estudio� es� doble,� por�una� parte,� analizar� la� idoneidad� de� la� poten-cia� hidráulica� como� variable� indicadora� de�

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formas�y�procesos�fluviales,�y�por�otra�valorar�la� influencia� del� confinamiento� del� valle� en�dichas�formas�y�procesos.�La�valoración�con-junta�de�ambos�factores�inductores�de�ajustes�geomorfológicos� y� formas�o� tipos� de� hábitat�resultantes�puede�ser�muy�útil�para�interpretar�el�estado�hidromorfológico�de�los�ríos�y�pre-decir� trayectorias� futuras� ante� diferentes� es-cenarios�asociados�a�intervenciones�humanas,�la�renaturalización�de�las�cuencas�y�el�cambio�climático.�

ZONA DE ESTUDIO

La�zona�de�estudio�corresponde�al�río�Cu-rueño,�afluente�del� río�Porma�a�su�vez� tribu-tario�del�río�Esla�(Cuenca�del�Duero)�(Figura�1).�El�trabajo�se�ha�desarrollado�a�lo�largo�de�los�43�km�del�cauce�del�río,�donde�se�recono-ce�un� tramo�alto�que�discurre�por� la�vertien-te�sur�de�la�Cordillera�Cantábrica�en�un�valle�parcialmente�confinado,�un� tramo�intermedio�de�hoces�en�valle�confinado�y�un� tramo�bajo�correspondiente� a� la� zona�del�páramo� leonés�de�valle�parcialmente�confinado,�con�un�subs-trato�de�cantos�rodados�y�grava�gruesa�en�todo�su� recorrido.�El� río�Curueño� tiene�una�cuen-ca�de�tamaño�medio�(293�km2)�y�presenta�un�régimen�de�caudales�natural�permanente,�con�un� caudal�medio� anual� de�4.6�m3s-1� (periodo�1990-2010).


INTRODUCCIÓN

La potencia hidráulica es una medida de la energía que tiene el caudal circulante para desarrollar ajustes geomorfológicos a través de procesos de erosión, transporte y sedimentación. (Fryirs, 2003). En su cálculo interviene la pendiente del canal fluvial y la magnitud del caudal, este último en general referido a la avenida ordinaria (bankfull discharge, Knighton, 1999; Charlton, 2008). Con dicha energía los caudales circulantes pueden llevar a cabo cambios en el trazado del cauce, ajustes verticales con cambios en el nivel del lecho por incisión o agradación, o ajustes horizontales con aumento o disminución de la anchura del canal fluvial. Su estudio reviste un gran interés para interpretar el nivel de equilibrio dinámico de los ríos ante determinadas presiones e impactos (Martín-Vide et al., 2010; Hooke, 2007) y para diseñar medidas de rehabilitación (ej. Naden et al., 2016). La potencia hidráulica ha sido ampliamente utilizada para analizar el transporte de sedimentos y los patrones geomorfológicos de los cauces (Ferguson, 2005, Hooke, 2007). La creciente disponibilidad de modelos digitales del terreno permitiendo cuantificar la pendiente del río con una resolución sin precedentes, hace posible explorar la variación espacio-temporal de la potencia hidráulica de los sistemas fluviales a gran escala, y promueve la utilización de dicha variable como indicadora de su estado hidromorfológico (Bizzi y Lerner, 2015).

Por otra parte, el grado de confinamiento del valle (grado con que la movilidad lateral del sistema fluvial queda limitada por la anchura del fondo del valle) representa el principal factor limitante para el desarrollo de procesos de ajuste en función de la energía hidráulica disponible (Fryirs, 2003). En este sentido, la tipología del valle determina la resistencia de los distintos tramos fluviales al cambio frente a presiones e impactos, y también influye en su resiliencia, al condicionar en mayor o menor medida la conectividad del cauce con las zonas de suministro de sedimentos (Macnab et al., 2006; González del Tánago et al., 2016).

El objetivo de este estudio es doble, por una parte, analizar la idoneidad de la potencia hidráulica como variable indicadora de formas y procesos fluviales, y por otra valorar la influencia del confinamiento del valle en dichas formas y procesos. La valoración conjunta de ambos factores inductores de ajustes geomorfológicos y formas o tipos de hábitat resultantes puede ser muy útil para interpretar el estado hidromorfológico de los ríos y predecir trayectorias futuras ante diferentes escenarios asociados a

intervenciones humanas, la renaturalización de las cuencas y el cambio climático.

ZONA DE ESTUDIO

La zona de estudio corresponde al río Curueño, afluente del río Porma a su vez tributario del río Esla (Cuenca del Duero) (Figura 1). El trabajo se ha desarrollado a lo largo de los 43 km del cauce del río, donde se reconoce un tramo alto que discurre por la vertiente sur de la Cordillera Cantábrica en un valle parcialmente confinado, un tramo intermedio de hoces en valle confinado y un tramo bajo correspondiente a la zona del páramo leonés de valle parcialmente confinado, con un substrato de cantos rodados y grava gruesa en todo su recorrido. El río Curueño tiene una cuenca de tamaño medio (293 km2) y presenta un régimen de caudales natural permanente, con un caudal medio anual de 4.6 m3s-1 (periodo 1990-2010).

FIGURA 1. Localización del río Curueño (Cuenca del Duero). MATERIAL Y MÉTODOS

En el estudio se ha combinado la información del modelo digital del terreno de 2010 con resolución de 5 m (www.ign.es) con la de ortofotos actuales del año 2011, y utilizado ESRI ArcMap versión 10.1. Las mediciones se han realizado a lo largo de todo el curso fluvial, en sucesivos tramos de 1 km de longitud.

En primer lugar, se han cuantificado los valores de potencia hidráulica total (TSP) y específica (SSP) a partir del caudal y la pendiente del tramo. Para el cálculo de TSP tradicionalmente se ha utilizado el valor de la mediana de los caudales máximos (Jain et al., 2006; Barker et al., 2009). En nuestro caso, dicho caudal se ha extrapolado a partir de una regresión del tipo Qmed= a Adb (Knighton, 1999) utilizada por otros autores (Barker et al., 2009; Bizzi y Lerner, 2015), siendo Ad el área vertiente al extremo inferior del tramo y Qmed la mediana de los caudales máximos

FIGURA� 1.� Localización del río Curueño (Cuenca del Duero)

MATERIAL Y MÉTODOS

En�el�estudio�se�ha�combinado�la�informa-ción� del� modelo� digital� del� terreno� de� 2010�con� resolución� de� 5� m� (www.ign.es)� con� la�de�ortofotos�actuales�del�año�2011,�y�utilizado�ESRI�ArcMap� versión� 10.1.� Las�mediciones�se�han�realizado�a�lo�largo�de�todo�el�curso�flu-vial,�en�sucesivos�tramos�de�1�km�de�longitud.�

En� primer� lugar,� se� han� cuantificado� los�valores� de� potencia� hidráulica� total� (TSP)� y�específica�(SSP)�a�partir�del�caudal�y�la�pen-diente�del� tramo.�Para�el�cálculo�de�TSP�tra-dicionalmente� se� ha� utilizado� el� valor� de� la�mediana�de�los�caudales�máximos�(Jain�et al.,�2006;�Barker� et al.,� 2009).� En� nuestro� caso,�dicho�caudal�se�ha�extrapolado�a�partir�de�una�regresión� del� tipo�Qmed= a Adb� (Knighton,�1999)�utilizada�por�otros�autores�(Barker�et al.,�2009;�Bizzi�y�Lerner,�2015),�siendo�Ad�el�área�vertiente�al�extremo�inferior�del�tramo�y Qmed�la�mediana�de�los�caudales�máximos�anuales.�Dicha�regresión,�para� la�que�se�han�utilizado�12� estaciones� de� aforo� (códigos� 2063,� 2068,�2078,� 2011,� 2112,� 2529,� 2535,� 2550,� 2102,�2103,� 2111,� 2710,� www.cedex.es/)� ha� sido�calculada� para� la� cuenca� del� Esla� siendo� su�expresión:� Qmed=2.30×Ad0.52 (R2=0.85).� La�pendiente�del� tramo�se�ha�calculado�como�el�cociente�entre�la�diferencia�de�altitudes�de�sus�extremos� y� la� longitud� del� río� en� ese� tramo.�Para�el�cálculo�de�la�potencia�hidráulica�espe-cífica�(SSP)�se�ha�dividido�el�valor�de�TSP�por�la�anchura�del�cauce.�Como�variables�comple-mentarias�se�han�considerado� las�variaciones�de� potencia� total� y� específica� de� cada� tramo�respecto�al�tramo�inmediatamente�aguas�arri-ba,� obteniendo� los� valores� de�ΔTSP� y�ΔSSP�por� diferencias� de� las� del� tramo� respecto� al�superior,�respectivamente.

En�segundo�lugar�y�sobre�las�imágenes�de�ortofotos,�por�una�parte� se�ha� subdividido� la�muestra�mediante�criterio�experto�en�tramos�de�

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valles�lateralmente�confinados�y�valles�no�con-finados;�y�por�otra�se�han�realizado�mediciones�de�las�siguientes�variables�morfológicas�indi-cadoras�de�los�ajustes�fluviales�resultantes:�(1)�Anchura�del�cauce�activo�(m),�calculada�como�el� cociente� del� área� de� cauce� activo� de� cada�tramo�y� su� longitud�medida� según� el� eje� del�río;�(2)�Superficie�de�gravas�desnudas�dentro�del�tramo�(%);�(3)�Superficie�de�gravas�parcial�o�totalmente�cubiertas�de�vegetación�(%);�e�(4)�

índice�de�trenzamiento�(BI)�calculado�como�la�media�del�número�de�cauces�que�atraviesan�5�transectos�distanciados�200�m�dentro�de�cada�tramo.�Adicionalmente,�a�cada�tramo�se�le�ha�asignado�la�superficie�de�gravas�del�tramo�si-tuado�inmediatamente�aguas�arriba,�como�va-riable� indicadora�del� potencial� de� suministro�de� sedimentos�de�cada� tramo.�El� tratamiento�estadístico�de� los�datos� se�ha� llevado�a� cabo�mediante�programación�en�R.


anuales. Dicha regresión, para la que se han utilizado 12 estaciones de aforo (códigos 2063, 2068, 2078, 2011, 2112, 2529, 2535, 2550, 2102, 2103, 2111, 2710, www.cedex.es/) ha sido calculada para la cuenca del Esla siendo su expresión: Qmed=2.30×Ad0.52 (R2=0.85). La pendiente del tramo se ha calculado como el cociente entre la diferencia de altitudes de sus extremos y la longitud del río en ese tramo. Para el cálculo de la potencia hidráulica específica (SSP) se ha dividido el valor de TSP por la anchura del cauce. Como variables complementarias se han considerado las variaciones de potencia total y específica de cada tramo respecto al tramo inmediatamente aguas arriba, obteniendo los valores de ΔTSP y ΔSSP por diferencias de las del tramo respecto al superior, respectivamente.

En segundo lugar y sobre las imágenes de ortofotos, por una parte se ha subdividido la muestra mediante

criterio experto en tramos de valles lateralmente confinados y valles no confinados; y por otra se han realizado mediciones de las siguientes variables morfológicas indicadoras de los ajustes fluviales resultantes: (1) Anchura del cauce activo (m), calculada como el cociente del área de cauce activo de cada tramo y su longitud medida según el eje del río; (2) Superficie de gravas desnudas dentro del tramo (%); (3) Superficie de gravas parcial o totalmente cubiertas de vegetación (%); e (4) índice de trenzamiento (BI) calculado como la media del número de cauces que atraviesan 5 transectos distanciados 200 m dentro de cada tramo. Adicionalmente, a cada tramo se le ha asignado la superficie de gravas del tramo situado inmediatamente aguas arriba, como variable indicadora del potencial de suministro de sedimentos de cada tramo. El tratamiento estadístico de los datos se ha llevado a cabo mediante programación en R.

FIGURA 2. Gradientes longitudinales de la pendiente, potencia hidráulica y formación de bancos de gravas a lo largo del río Curueño. Las mediciones corresponden a tramos sucesivos de 1 km de longitud.

RESULTADOS

En primer lugar, se ha analizado la matriz de correlaciones entre todas las variables geomorfológicas consideradas (valores no mostrados en el texto). Se observa una falta de correlación significativa entre la energía total (TSP) y las variables respuesta (anchura

del cauce, superficies de grava), y una correlación negativa significativa entre la energía específica (SSP) y estas mismas variables respuesta. Por otra parte, también existe una correlación positiva significativa entre la anchura del cauce y la superficie de gravas, y entre la superficie de gravas desnudas de un tramo y la superficie de gravas del tramo anterior. Las variables

FIGURA�2.�Gradientes longitudinales de la pendiente, potencia hidráulica y formación de bancos de gravas a lo largo del río Curueño. Las mediciones corresponden a tramos sucesivos de 1 km de longitud

RESULTADOS

En�primer�lugar,�se�ha�analizado�la�matriz�de�correlaciones�entre�todas�las�variables�geo-morfológicas� consideradas� (valores� no� mos-trados� en� el� texto).� Se� observa� una� falta� de�correlación�significativa�entre�la�energía�total�(TSP)� y� las� variables� respuesta� (anchura� del�

cauce,�superficies�de�grava),�y�una�correlación�negativa�significativa�entre�la�energía�especí-fica�(SSP)�y�estas�mismas�variables�respuesta.�Por�otra�parte,�también�existe�una�correlación�positiva� significativa� entre� la� anchura� del�cauce�y�la�superficie�de�gravas,�y�entre�la�su-perficie�de�gravas�desnudas�de�un�tramo�y�la�superficie�de�gravas�del�tramo�anterior.�Las�va-

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riables�de�variación�de�energía�ΔTSP�y�ΔSSP�no�mantienen�correlaciones�significativas�con�las�restantes.

La�figura�2�muestra�los�valores�de�la�pen-diente,�potencia�hidráulica�y�superficie�de�gra-vas�a�lo�largo�del�río�estudiado.�Se�observa�que�los�tramos�de�valles�confinados�corresponden�a� tramos� de�mayor� pendiente,� si� bien� en� los�tramos�de�cabecera�existen�sectores�de�fuerte�pendiente� con�valles�parcial�o�no�confinados�(Fig.� 2a).�En� relación� a� la� potencia� hidráuli-ca�(Fig.�2b)� los� tramos�altos�del�río�Curueño�presentan� valores� altos� de� energía� (llegando�a�alcanzar�valores�por�encima�de�5000�Wm-1�

y�500�Wm-2�para� la�energía� total�y�específica�respectivamente).� En� los� tramos� intermedios�en�que�el�río�atraviesa�las�hoces�se�mantienen�valores� altos� de� energía� (superiores� a� 2800�Wm-1�y� 200�Wm-2�para� la� energía� total� y� es-pecífica�respectivamente).�En�los�tramos�bajos�los� valores� de� potencia� hidráulica� total� osci-lan,�permaneciendo�en�un�rango�de�2000-4000�W�m-1,�mientras�que�la�potencia�específica�va�disminuyendo�hacia�aguas�abajo�en�congruen-cia�con�un�aumento�progresivo�de�la�anchura�del�cauce.

La�figura�3�muestra� las�relaciones�encon-tradas�entre�la�potencia�hidráulica�y�las�varia-bles�morfológicas�estudiadas.�Los�tramos�con�mayor�energía�tienden�a�presentar�menos�de-pósitos�de�gravas�desnudas�(Figura�3a),�siendo�muy�débil� la�relación�existente�en�el�caso�de�gravas� cubiertas� de� vegetación� (Figura� 3b).�Se�observa�que�la�potencia�hidráulica�total�no�guarda�relación�con�la�anchura�del�cauce�acti-vo�(Fig.�3c)�ni�con�el�índice�de�trenzamiento�(Figura�3d),�mientras�que�la�potencia�específi-ca�sí�muestra�una�cierta�relación�con�la�prime-ra,�esperable�en�el�caso�de�la�SSP�ya�que�dicha�variable� interviene� en� su� cálculo.�En� el� caso�del�índice�de�trenzamiento,�la�relación�con�la�potencia�específica�resulta�negativa�y�relativa-mente�débil�(Figura�3d).

Con�el�fin�de�interpretar�mejor�la�relación�entre�la�superficie�de�gravas�y�la�potencia�hi-dráulica,� se� han� agrupado�por� una� parte� los�tramos� con� depósitos� de� gravas� y� por� otra�los� tramos� sin� depósito� de� gravas,� y� se� ha�estimado� la�variabilidad�de�estas�agrupacio-nes� (Figura� 4).� En� general,� los� tramos� don-de�no�hay�barras�de�gravas�se�corresponden�con�los�de�mayor�potencia�específica�(SSP),�encontrando� diferencias� significativas� entre�grupos� (Wilcoxon� test,� p<0.05)� (Figura� 4).�Los�tramos�sin�barras�de�gravas�aparecen�con�valores�de�SSP�superiores�a�111�Wm-2,�sien-do�la�dispersión�de�los�valores�de�la�potencia�mayor� en� este� grupo� de� tramos� sin� bancos�de� gravas� que� en� el� grupo� con� gravas� (ma-yor� rango� intercuartílico� del� grupo� sin� gra-vas,� 201.3�Wm-2� frente� al� grupo� con�gravas�85�Wm-2).�Respecto�a�la�potencia�total�(TSP)�el� solapamiento� entre� ambos� grupos� es�ma-yor,� no� existiendo� diferencias� significativas�(p=0.08)�entre�ellos.

Como�variable�alternativa�a�la�potencia�hi-dráulica�determinando� los�procesos�de�ajuste�y�formas�resultantes�se�ha�considerado�el�tipo�de�valle�según�su�confinamiento.�La�figura�5�muestra� los� resultados� de� un� análisis� similar�al�efectuado�entre� la�potencia�y� las�variables�morfológicas�del�cauce.�En�los�tramos�de�va-lle�no�confinado�se�observa�(i)�mayor�anchura�de� cauce� activo� (Wilcoxon� test,� p<0.001)� y�mayor�dispersión�de� la�misma;� ii)�mayor�su-perficie� de� gravas� desnudas� (Wilcoxon� test;�p<0.01)�y�mayor�variabilidad�en�el�tamaño�de�esas�superficies�(valores�más�dispersos,�rango�inter-cuartílico� mayor);� iii)� mayor� superficie�de�unidades�parcialmente�cubiertas�por�vege-tación� (Wilcoxon� test,� p<0.01)� y� mayor� va-riabilidad�de� los� tamaños.�Por�último,�en� los�tramos�no�confinados�es�mayor�la�variabilidad�del� índice� de� trenzamiento,� pudiendo� alcan-zar�valores�de�1.8,�mientras�que�en�los�tramos�confinados� generalmente� el� rio� presenta� un�único�cauce�(Figura5).

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de variación de energía ΔTSP y ΔSSP no mantienen correlaciones significativas con las restantes.

La figura 2 muestra los valores de la pendiente, potencia hidráulica y superficie de gravas a lo largo del río estudiado. Se observa que los tramos de valles confinados corresponden a tramos de mayor pendiente, si bien en los tramos de cabecera existen sectores de fuerte pendiente con valles parcial o no confinados (Fig. 2a). En relación a la potencia hidráulica (Fig. 2b) los tramos altos del río Curueño presentan valores altos de energía (llegando a alcanzar valores por encima de 5000 Wm-1 y 500 Wm-2 para la energía total y específica respectivamente). En los tramos intermedios en que el río atraviesa las hoces se mantienen valores altos de energía (superiores a 2800 Wm-1 y 200 Wm-2

para la energía total y específica respectivamente). En los tramos bajos los valores de potencia hidráulica total oscilan, permaneciendo en un rango de 2000-4000 W m-1, mientras que la potencia específica va disminuyendo hacia aguas abajo en congruencia con un aumento progresivo de la anchura del cauce.

La figura 3 muestra las relaciones encontradas entre la potencia hidráulica y las variables morfológicas estudiadas. Los tramos con mayor energía tienden a presentar menos depósitos de gravas desnudas (Figura 3a), siendo muy débil la relación existente en el caso de gravas cubiertas de vegetación (Figura 3b). Se observa que la potencia hidráulica total no guarda relación con la anchura del cauce activo (Fig. 3c) ni con el índice de trenzamiento (Figura 3d), mientras que la potencia específica sí muestra una cierta relación con la primera, esperable en el caso de la SSP ya que dicha variable interviene en su cálculo. En el caso del índice de trenzamiento, la relación con la potencia específica resulta negativa y relativamente débil (Figura 3d).

Con el fin de interpretar mejor la relación entre la superficie de gravas y la potencia hidráulica, se han agrupado por una parte los tramos con depósitos de gravas y por otra los tramos sin depósito de gravas, y se ha estimado la variabilidad de estas agrupaciones (Figura 4). En general, los tramos donde no hay barras de gravas se corresponden con los de mayor potencia específica (SSP), encontrando diferencias significativas entre grupos (Wilcoxon test, p<0.05) (Figura 4). Los tramos sin barras de gravas aparecen con valores de SSP superiores a 111 Wm-2, siendo la dispersión de los valores de la potencia mayor en este grupo de tramos sin bancos de gravas que en el grupo con gravas (mayor rango intercuartílico del grupo sin gravas, 201.3 Wm-2 frente al grupo con gravas 85 Wm-2). Respecto a la potencia total (TSP) el solapamiento

entre ambos grupos es mayor, no existiendo diferencias significativas (p=0.08) entre ellos.

FIGURA 3. Diagramas de dispersión y correlaciones de Spearman (rho) de las potencias hidráulica total (TSP) y específica (SSP) frente a (a) la proporción de superficie cubierta por gravas desnudas, (b) gravas cubiertas con vegetación, (c) la anchura del cauce activo, y (d) el índice de trenzamiento.

FIGURA�3.�Diagramas de dispersión y correlaciones de Spearman (rho) de las potencias hidráulica total (TSP) y específica (SSP) frente a (a) la proporción de superficie cubierta por gravas desnudas, (b) gravas cubiertas con vegetación, (c) la anchura del cauce activo, y (d) el índice de trenzamiento


FIGURA 4. Potencia hidráulica total (TSP) y específica (SSP) en función del tipo de cauce (d: tramos con presencia de barras de gravas, s: sin barras de gravas).

Como variable alternativa a la potencia hidráulica determinando los procesos de ajuste y formas resultantes se ha considerado el tipo de valle según su confinamiento. La figura 5 muestra los resultados de un análisis similar al efectuado entre la potencia y las variables morfológicas del cauce. En los tramos de valle no confinado se observa (i) mayor anchura de cauce activo (Wilcoxon test, p<0.001) y mayor dispersión de la misma; ii) mayor superficie de gravas desnudas (Wilcoxon test; p<0.01) y mayor variabilidad en el tamaño de esas superficies (valores más dispersos, rango inter-cuartílico mayor); iii) mayor superficie de unidades parcialmente cubiertas por vegetación (Wilcoxon test, p<0.01) y mayor variabilidad de los tamaños. Por último, en los tramos no confinados es mayor la variabilidad del índice de trenzamiento, pudiendo alcanzar valores de 1.8, mientras que en los tramos confinados generalmente el rio presenta un único cauce (Figura5).

Analizando la relación entre la potencia total y específica y el tipo de valle (Figura 6), se encuentra que en los tramos confinados la potencia hidráulica es significativamente mayor (Wilcoxon test, p<0.001) que en los tramos no confinados.

Por último, se ha realizado un PCA considerando las variables anchura de cauce, TSP, SSP, superficie de gravas, superficie de gravas vegetadas y superficie de gravas del tramo anterior. (resultados no mostrados en el texto), encontrando por una parte que las variables con mayor peso en el primer componente (54 % varianza explicada) han resultado ser la anchura del cauce (0.50) y la superficie de gravas desnudas (0.45), que aparecen contrapuestas con la potencia específica (-0.44); y por otra parte, que este eje también

contrapone los tramos de valle confinado (resultantes junto al vector de la potencia) frente a los tramos de valle no confinado (de mayor dispersión y en torno al vector de la superficie de gravas), si bien mantienen un solapamiento entre ellos en torno al centro de dicho eje.

FIGURA 5. Boxplot mostrando la relación entre el tipo de valle (confinado vs. no confinado) y las variables morfológicas estudiadas: a) superficie de gravas desnudas, b) superficie de gravas con vegetación, c) anchura del cauce activo e d) índice de trenzamiento.

FIGURA 6. Boxplot mostrando la relación entre el tipo de valle (confinado vs. no confinado) y la potencia hidráulica total (TSP) y específica (SSP) del río Curueño.


Los bancos de gravas en el interior de los cauces fluviales revisten un gran interés tanto ecológico,

FIGURA�4.�Potencia hidráulica total (TSP) y específica (SSP) en función del tipo de cauce (d: tramos con presen-cia de barras de gravas, s: sin barras de gravas)

Analizando�la�relación�entre�la�potencia�to-tal�y�específica�y�el�tipo�de�valle�(Figura�6),�se�encuentra�que�en�los�tramos�confinados�la�po-tencia�hidráulica�es�significativamente�mayor�(Wilcoxon�test,�p<0.001)�que�en�los�tramos�no�confinados.

Por�último,�se�ha�realizado�un�PCA�consi-derando�las�variables�anchura�de�cauce,�TSP,�SSP,�superficie�de�gravas,�superficie�de�gravas�vegetadas�y�superficie�de�gravas�del�tramo�an-terior.� (resultados� no�mostrados� en� el� texto),�encontrando� por� una� parte� que� las� variables�con�mayor�peso�en�el�primer�componente�(54�%�varianza�explicada)�han�resultado�ser�la�an-chura�del�cauce�(0.50)�y�la�superficie�de�gravas�desnudas� (0.45),� que� aparecen� contrapuestas�con� la�potencia�específica� (-0.44);�y�por�otra�parte,�que�este�eje�también�contrapone�los�tra-mos� de� valle� confinado� (resultantes� junto� al�vector�de� la�potencia)� frente� a� los� tramos�de�valle�no�confinado�(de�mayor�dispersión�y�en�torno�al�vector�de�la�superficie�de�gravas),�si�bien�mantienen�un�solapamiento�entre�ellos�en�torno�al�centro�de�dicho�eje.�

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FIGURA�5.�Boxplot mostrando la relación entre el tipo de valle (confinado vs. no confinado) y las variables mor-fológicas estudiadas: a) superficie de gravas desnudas, b) superficie de gravas con vegetación, c) anchura del cauce activo e d) índice de trenzamiento











FIGURA�6.�Boxplot mostrando la relación entre el tipo de valle (confinado vs. no confinado) y la potencia hidráulica total (TSP) y específica (SSP) del río Curueño


Los�bancos�de�gravas�en�el�interior�de�los�cauces�fluviales�revisten�un�gran�interés�tanto�ecológico,�configurando�la�diversidad�del�há-bitat�físico,�como�geomorfológico,�reflejando�el�balance�de�los�procesos�de�erosión�y�sedi-mentación� y� determinando� la� tipología� del�cauce.�A�lo�largo�del�río�su�ocurrencia�depen-de�por�una�parte�de�la�potencia�hidráulica,�en�

la�que�intervienen�la�pendiente�del�cauce�y�el�caudal,�y�por�otra�de�factores�locales�que�favo-recen�la�retención�de�sedimentos�en�el�interior�de�cada�tramo�(Macnab�et al.,�2006;�Bawa�et al., 2014).�Los�resultados�del�río�Curueño�con-firman�que,�a�escala�de�cuenca�la�pendiente�del�cauce�tiende�a�disminuir�longitudinalmente�y�con� ella� la� potencia� hidráulica� específica,� lo�que� favorece� la� aparición� de� bancos� de� gra-vas� más� frecuentemente� hacia� aguas� abajo.�Adicionalmente,� y� a� escala� de� tramo�fluvial,�la�pendiente�aumenta�o�disminuye� localmen-te�atendiendo�a�controles�geológicos,�y�la�an-chura�del�río�varía�según�el�confinamiento�del�valle,�lo�que�induce�una�mayor�variabilidad�es-pacial�de�la�potencia�específica�y�la�superficie�de� gravas� respecto� al� gradiente� longitudinal�antes�comentado.�Así,�en�el�río�Curueño�(ver�Fig.�2)�se�puede�diferenciar�un�tramo�alto�(km�1-10)� donde� la� aparición� de� gravas� aumenta�hacia� aguas� abajo� según� disminuyen� la� pen-diente�y�la�potencia�hidráulica�en�un�valle�no�confinado;�un�tramo�medio�(km�11-20),�donde�debido�a�controles�geológicos�la�pendiente�au-menta� manteniéndose� relativamente� elevada�a�lo�largo�de�un�valle�confinado,�y�donde�las�gravas� son� transportadas� casi� en� su� totalidad�hacia� aguas� abajo;� y� un� tramo� bajo� (km�21-43)�donde�nuevamente�se�inicia�un�gradiente�longitudinal� de� disminución� de� la� pendiente�y� la� potencia� específica,� y� un� aumento�de� la�acumulación�de�sedimentos�en�el� interior�del�cauce�asociado�al�aumento�de�anchura�del�cau-ce�en�un�valle�no�confinado.

Si� bien� la� potencia� hidráulica� es� la� que�determina� en�mayor�medida� la� dinámica� del�cauce� y� la� energía� del� río� para� almacenar� y�transportar� sedimentos� (Brierley� y� Fryirs,�2005;�Bizzi�y�Lerner,�2015),� la� influencia�de�factores� adicionales� tales� como� el� grado� de�confinamiento�del�valle�puede�ser�determinan-te�a�escala�local�de�la�morfología�del�cauce�y�la�formación�de�barras�de�sedimentos.�Ambos�factores� han� de� ser� considerados� conjunta-

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mente�en�la�valoración�del�estado�hidromorfo-lógico�de�cada�tramo,�y�en�la�interpretación�de�los�efectos�de�presiones�e�impactos�(ej.�presas�y�embalses),�así�como�en�el�diseño�de�medidas�de�recuperación�del�equilibrio�dinámico�de�los�cauces�para�su�restauración�ecológica.

REFERENCIAS

Barker,� D.M.,� Lawler,� D.M.,� Knight,� D.W.,�Morris,�D.G.,�Davies,�H.N.�y�Stewart,�E.J.,�2009.� Longitudinal� distributions� of� river�flood� power:� the� combined� automated�flood,� elevation� and� stream� power� (CA-FES)� methodology.� Earth Surf. Process. Landf. 34,�280–290.

Bawa,�N.,�Jain,�V.,�Shekhar,�S.,�Kumar,�N.�y�Jyani,�V.�2014.�Controls�on�morphological�variability� and� role� of� stream� power� dis-tribution� pattern,�Yamuna� River,� western�India.�Geomorphology,�227,�60-72.�

Bizzi,� S.� y� Lerner,� D.N.,� 2015.� The� use� of�stream� power� as� an� indicator� of� channel�sensitivity� to� erosion� and� deposition� pro-cesses.�River Res. Appl.�31(1),�16–27.

Brierley,� G.J.� y� Fryirs,� K.A.� 2005.�Geomor-phology and river management: applica-tions of the river styles framework.� John�Wiley�&�Sons.

Charlton,� R.� 2008.�Fundamentals of Fluvial Geomorphology. Routledge,� New� York,�234�pp.

González�del�Tánago,�M.G.,�Martínez-Fernán-dez,�V.�y�García�de�Jalón,�D.�2016.�Diag-nosing� problems� produced� by� flow� regu-lation�and�other�disturbances� in�Southern�European�Rivers:�the�Porma�and�Curueño�

Rivers�(Duero�Basin,�NW�Spain).�Aquatic Sciences, 78(1),�121-133.�

Ferguson,�R.I.�2005.�Estimating�critical�stream�power� for� bedload� transport� calculations�in�gravel-bed� rivers.�Geomorphology,� 70:�33–41.�

Fryirs,�K.�2003.�Guiding�principles�for�asses-sing� geomorphic� river� condition:� appli-cation� of� a� framework� in� the� Bega� cat-chment,� South� Coast,� New� South�Wales,�Australia.�Catena,�53(1),�17-52.

Hooke,�J.M.�2007.�Spatial�variability,�mecha-nisms� and� propagation� of� change� in� an�active� meandering� river.�Geomorpholo-gy,�84(3),�277-296.�

Knighton�AD.�1999.�Downstream�variation�in�stream� power.�Geomorphology,� 29:� 293–306.

Macnab,�K.,�Jacobson,�C.�y�Brierley,�G.�2006.�Spatial� variability� of� controls� on� downs-tream�patterns�of�sediment�storage:�a�case�study� in� the�Lane�Cove�Catchment,�New�South�Wales,�Australia.�Geographical Re-search,�44(3),�255-271.

Martín-Vide,� J.�P.,�Ferrer-Boix,�C.,� y�Ollero,�A.� 2010.� Incision� due� to� gravel� mining:�Modeling� a� case� study� from� the�Gállego�River,� Spain.�Geomorphology,� 117(3),�261-271.

Naden,�P.S.,�Murphy,�J.F.,�Old,�G.H.,�Newman,�J.,�Scarlett,�P.,�Harman,�M.,�Duerdoth,�C.P,�Hawczak,�A.,�Pretty,�J.L.,�Arnold,�A.,�Lai-zé,� C.,� Hornby,� D.D.� Collins,�A.L,� Sear,�D.A.�y�Jones,�JI.�2016.�Understanding�the�controls�on�deposited�fine�sediment�in�the�streams�of�agricultural�catchments.�Scien-ce of the Total Environment,�547,�366-381.