{"id":11371,"date":"2020-11-11T16:14:56","date_gmt":"2020-11-11T16:14:56","guid":{"rendered":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/?p=11371"},"modified":"2020-11-18T15:15:11","modified_gmt":"2020-11-18T15:15:11","slug":"puede-el-ebro-multiplicar-sus-crecidas-mas-de-un-orden-de-magnitud","status":"publish","type":"post","link":"https:\/\/www.icog.es\/TyT\/index.php\/2020\/11\/puede-el-ebro-multiplicar-sus-crecidas-mas-de-un-orden-de-magnitud\/","title":{"rendered":"\u00bfPUEDE EL EBRO MULTIPLICAR SUS CRECIDAS M\u00c1S DE UN ORDEN DE MAGNITUD?"},"content":{"rendered":"\n

Tierra y Tecnolog\u00eda n\u00ba 56 | DOI (Digital Object Identifier)<\/a><\/strong>\u00a0<\/strong> Autor<\/strong>: F.X. Castelltort Aiguabella (xavier.castelltort@gmail.com<\/a>), J.C. Balasch Solanes (josepcarles.balasch@udl.cat<\/a>). Departament del Medi Ambient i Ci\u00e8ncies del S\u00f2l, Universitat de Lleida. Av. de l’Alcalde Rovira Roure 191. Lleida.<\/p>\n\n\n\n

RESUMEN<\/h3>\n\n\n\n

Las megacrecidas fluviales son episodios de una gran trascendencia geomorfol\u00f3gica por su alta capacidad energ\u00e9tica y su muy baja frecuencia en el registro geol\u00f3gico. Su rareza es superior en \u00e1reas alejadas de las grandes masas glaciares continentales. Los problemas de desag\u00fce de los desfiladeros del curso bajo del Ebro son la causa de la acumulaci\u00f3n de dep\u00f3sitos fluviales con origen en el r\u00edo Ebro que han remontado los valles de torrentes tributarios en la cubeta de M\u00f3ra. El paradigma de estas formaciones es el torrente del Comte, donde dos unidades deposicionales de edad diferente muestran procesos de flujo torrente arriba, hasta unos 4 km, y reflujo torrente abajo, con estructuras sedimentarias de muy alta energ\u00eda. El uso de herramientas de simulaci\u00f3n hidr\u00e1ulica bidimensional indica que ser\u00edan necesarios caudales punta superiores a los 100.000 m3 \u00b7 s-1, con alturas de agua de unos 24 m en la zona de la confluencia, para introducir estos sedimentos a las posiciones de afloramiento. Los efectos se ver\u00edan reforzados por la influencia de niveles del mar m\u00e1s elevados que el actual.<\/p>\n\n\n\n

INTRODUCCI\u00d3N<\/h3>\n\n\n\n

El conflicto entre uniformitarismo y catastrofismo es un tema recurrente y antiguo en la historia de la geolog\u00eda. Aunque el principio de uniformitarismo (Lyell 1830) no implica que los cambios tengan lugar a una velocidad uniforme y constante y tampoco excluye cat\u00e1strofes locales menores, a los ge\u00f3logos, sin ser muchas veces conscientes de ello, les cuesta asumir la evaluaci\u00f3n de sucesos catastr\u00f3ficos en el registro geol\u00f3gico, y a\u00fan m\u00e1s en el reciente. Un ejemplo claro de esto es el caso de J Harlen Bretz (1882-1981), ge\u00f3logo norteamericano que en los a\u00f1os 20 del siglo XX postul\u00f3 la hip\u00f3tesis de que los grandes ca\u00f1ones de la zona que \u00e9l mismo denomin\u00f3 Channeled<\/em> Scabland<\/em>, al este del Estado de Washington de los EUA, eran el resultado de una crecida catastr\u00f3fica (Bretz, 1923; 1928). La batalla de Bretz en favor de su teor\u00eda dur\u00f3 unos 50 a\u00f1os (Ager, 1993). Finalmente, la INQUA en 1965, en un congreso en Boulder (Colorado) reconoci\u00f3 los m\u00e9ritos de Bretz con la c\u00e9lebre frase \u201cahora, somos todos catastrofistas\u201d, (Soennichsen, 2010). Se ha demostrado que no fue un solo episodio, las megacrecidas pleistocenas de Channeled<\/em> Scabland<\/em> ocurrieron repetidas veces con picos de caudal de unos 10\u00b7106<\/sup>\u00b7m-3<\/sup> \u00b7s-1<\/sup> en alguno de los episodios (Benito y O\u2019Connor, 2003). El origen de estos elevados caudales fue la rotura del lago glacial pleistoceno Missoula que albergaba unos 2.600 km3<\/sup> de agua (Pardee, 1942), generando un complejo de canales anastomosados, cataratas, cuencas rocosas, grandes dep\u00f3sitos de gravas e inmensas dunas de gravas. Las crecidas seccionaron las divisorias existentes y rellenaron algunos valles anteriores. En definitiva, actualmente las crecidas pleistocenas de Channeled Scabland<\/em> se consideran megafloods<\/em> (Baker, 2002; 2009; 2020). El l\u00edmite entre crecidas catastr\u00f3ficas o de alta energ\u00eda i megacrecidas se ha consensuado en los 1\u00b7106<\/sup>\u00b7m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> (1 Sverdrup). Este tipo de crecidas tiene un poder y una tensi\u00f3n de fondo uno o dos \u00f3rdenes de magnitud superiores a los evaluados en grandes r\u00edos como el Amazonas o el Mississippi. Recientemente (Baker, 2013), se han documentado procesos similares en diversas partes del globo, en concreto en Islandia (Gudmundsson, 1995; T\u00f3masson, 1996; Snorrasson, 2002; Waitt, 2002) a causa de la superposici\u00f3n de un casquete glacial sobre una zona volc\u00e1nica activa; en Norteam\u00e9rica por el sobrecrecimiento de lagos de fusi\u00f3n glacial; en Asia central por causas similares a Norteam\u00e9rica (Baker et al<\/em>., 1993; Rudy y Baker, 1993; Carling et al<\/em>., 2002) y en Sudam\u00e9rica (Benito y Thorndycraft, 2020).<\/p>\n\n\n\n

Estas observaciones han estimulado el auge de la disciplina de la hidrolog\u00eda de paleo-crecidas (Baker 2008). Inicialmente, se utiliz\u00f3 la f\u00f3rmula de Chezy-Manning para c\u00e1lculos aproximados de caudales. Posteriormente, la metodolog\u00eda se bas\u00f3 en an\u00e1lisis hidr\u00e1ulicos a partir de indicadores de paleo-nivel de agua (paleostage indicators, <\/em>PSI) y\/o de dep\u00f3sitos de remanso (slack-water deposits, <\/em>SWD) combinados con reconstrucciones de secciones de canal, es decir, c\u00e1lculos de pendiente-\u00e1rea (Baker, 1987). El desarrollo de las computadoras permiti\u00f3 la aplicaci\u00f3n de modelos de flujo 1D. Estos modelos estaban basados en an\u00e1lisis hidr\u00e1ulicos en secciones consecutivas del canal asumiendo que el flujo es unidimensional y permanente o gradualmente variable, conserv\u00e1ndose la masa y la energ\u00eda en cada tramo. El dato esencial para tener en cuenta en el uso de este tipo de modelos es el nivel, o paleo-nivel, del agua. Esta referencia es la que se usa para la obtenci\u00f3n de caudales o paleo-caudales. Por lo tanto, para el an\u00e1lisis de paleo-crecidas son esenciales los PSI y\/o SWD. Actualmente, los modelos de flujo bidimensional (2D) son de uso frecuente porque ofrecen unas prestaciones extraordinarias. El modelaje bidimensional incorpora variaciones direccionales de los flujos. Este proceso permite el an\u00e1lisis de paleo-crecidas en confluencias fluviales (Castelltort et al<\/em>., 2020) pudi\u00e9ndose valorar las acciones y efectos de cada uno de los tributarios. Asimismo, se pueden estudiar los resultados sobre el cauce y sobre los m\u00e1rgenes de las corrientes secundarias helicoidales. Los modelos de flujo 2D tambi\u00e9n incorporan la modelizaci\u00f3n de transferencia de sedimentos, tanto como carga de fondo como de suspensi\u00f3n, adem\u00e1s de otros procesos de muy variada utilidad. El cambio principal radica en que los niveles (o paleo-niveles) de agua dejan de ser la \u00fanica referencia. Se pueden incorporar otro tipo de referencias como las granulom\u00e9tricas o la tensi\u00f3n de fondo para el c\u00e1lculo de caudales (paleo-caudales), y viceversa. Con el cambio de 1D a 2D se pasa de modelizar s\u00f3lo con referencias verticales a modelizar tambi\u00e9n con referencias horizontales, como son los cambios laterales de facies: estructuras sedimentarias y granulometr\u00edas. Esto implica una cierta \u201csedimentologizaci\u00f3n<\/em>\u201d de la hidr\u00e1ulica, aspecto que favorece los enfoques m\u00e1s geol\u00f3gicos de la paleo-hidr\u00e1ulica.<\/p>\n\n\n\n

En el r\u00edo Ebro se han reconstruido las crecidas m\u00e1s importantes de los \u00faltimos 500 a\u00f1os (Balasch et al<\/em>., 2019). El episodio de mayor envergadura de este per\u00edodo tuvo lugar en oto\u00f1o de 1787. Su reconstrucci\u00f3n hidr\u00e1ulica ha mostrado un caudal m\u00e1ximo de unos 13.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> y una altura del agua sobre el lecho de 18 m (Ruiz-Bellet et al<\/em>., 2015). Este valor se encuentra en la banda extrema de los caudales registrados en los grandes r\u00edos mediterr\u00e1neos y centroeuropeos como el R\u00f3dano, el Po, el Rin y el Danubio. M\u00e1s all\u00e1 de las riadas hist\u00f3ricas, se sabe poco de las riadas del Ebro de los \u00faltimos milenios, que entrar\u00edan de lleno en la paleo-hidrolog\u00eda. Sedimentos de estos per\u00edodos, datados como Pleistoceno superior y Holoceno, se encuentran en la entrada del r\u00edo Segre al estrecho del Mu, en Al\u00f2s de Balaguer (Lleida) (Rico 2004), o en el Ebro (Guti\u00e9rrez et al<\/em>., 2017), pero los caudales de las crecidas que los transportaron son de orden similar a las originadas por precipitaci\u00f3n y fusi\u00f3n nival. Recientemente, se han localizado unos dep\u00f3sitos excepcionales que se pueden relacionar con antiguas crecidas de muy alta energ\u00eda del r\u00edo Ebro. Se trata de unidades fluviales, desligadas de las cl\u00e1sicas terrazas, que han sido preservadas fuera del \u00e1mbito estricto del r\u00edo principal, en valles laterales tributarios y que son el registro de fen\u00f3menos catastr\u00f3ficos. El uso de PSI y SWD en tributarios no es nuevo (Kochel y Baker, 1982; Kochel et al<\/em>., 1982), pero lo que s\u00ed es innovador es la reconstrucci\u00f3n hidr\u00e1ulica y sedimentol\u00f3gica de un proceso de flujo y reflujo de crecidas procedentes de un curso principal en el tramo final de un tributario.<\/p>\n\n\n\n

El objetivo de este trabajo es caracterizar estos dep\u00f3sitos fluviales que afloran en algunos peque\u00f1os valles tributarios del r\u00edo Ebro en la cubeta de M\u00f3ra (Tarragona), representados de manera paradigm\u00e1tica por los del torrente del Comte, y hacer una estimaci\u00f3n con modelizaci\u00f3n de flujos 2D de cu\u00e1les habr\u00edan sido las condiciones hidrodin\u00e1micas para su formaci\u00f3n. Finalmente, establecer por primera vez en un gran r\u00edo mediterr\u00e1neo de la pen\u00ednsula Ib\u00e9rica una hip\u00f3tesis de generaci\u00f3n de eventos hidrol\u00f3gicos e hidr\u00e1ulicos catastr\u00f3ficos.<\/p>\n\n\n\n

\u00c1REA DE ESTUDIO<\/h3>\n\n\n\n

El r\u00edo Ebro, uno de los principales r\u00edos de la pen\u00ednsula Ib\u00e9rica, desagua en el Mediterr\u00e1neo un \u00e1rea de forma casi triangular de aproximadamente 85.000 km2<\/sup>. Por el norte, sus cabeceras drenan la mayor parte de la Cordillera Pirenaica con alturas superiores a los 3.000 m snm. Por el sur, los relieves del Sistema Ib\u00e9rico superan de poco los 2.000 m snm, y al este cierran la cuenca las Cordilleras Costeras Catalanas. La zona axial pirenaica ha estado cubierta por grandes glaciares de valle desde la cabecera del r\u00edo Arag\u00f3n hasta la del Ter durante varias etapas del Pleistoceno (Calvet et al<\/em>., 2011) y los relieves del Sistema Ib\u00e9rico han contenido glaciares de menor importancia (Garc\u00eda-Ruiz et al.,<\/em> 1998). Las cimas de las cuencas de drenaje de los r\u00edos Cinca y Segre se encuentran a una distancia de unos 300 km de la desembocadura del delta del Ebro.<\/p>\n\n\n\n

En los \u00faltimos 150 km de su recorrido, el Ebro tiene que atravesar dos constricciones litol\u00f3gicas muy importantes que forman dos desfiladeros que dificultan el tr\u00e1nsito hidr\u00e1ulico del r\u00edo: el estrecho del Pas de l\u2019Ase al norte, y el estrecho de Barrufemes al sur (Fig. 1). Estos dos desfiladeros delimitan lo que geol\u00f3gicamente se denomina la cubeta de M\u00f3ra (CM), que el r\u00edo atraviesa aproximadamente de norte a sur. El caudal medio del Ebro a su paso por la poblaci\u00f3n de Garcia, a la salida del primer estrecho, es de unos 400 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>. Entre ambas gargantas, el Ebro recibe varios tributarios. El m\u00e1s importante por la izquierda es el r\u00edo Siurana, una corriente perenne a la que siguen los torrentes de Nolla, Manou, G\u00e0fols y finalmente el del Comte. Por el margen derecho, los torrentes de Perles, Faneca y el m\u00e1s destacado, el r\u00edo Sec, una corriente ef\u00edmera instalada en un valle de grandes proporciones.<\/p>\n\n\n\n

El torrente del Comte es tributario por la izquierda del r\u00edo Ebro con una situaci\u00f3n muy especial. Justo antes del estrecho de Barrufemes, presenta un tramo final de valle de unos 150 m de ancho, recorrido por una rambla generalmente seca. Drena de sureste a noroeste los 120 km2<\/sup> aproximados de la plana de Burgar, que por s\u00ed sola se constituye como un ap\u00e9ndice de la cubeta de M\u00f3ra. La cuenca de drenaje de Burgar es una depresi\u00f3n rellena de materiales ne\u00f3genos y cuaternarios formados por dep\u00f3sitos heterom\u00e9tricos y mal clasificados procedentes mayoritariamente de las calizas mesozoicas de las laderas de la depresi\u00f3n (Arasa-Tuliesa y Cabrera, 2018). A grandes rasgos, los materiales aluviales cuaternarios de la plana de Burgar se disponen en cuatro terrazas escalonadas. Sus caracter\u00edsticas texturales indican que han sufrido un transporte torrencial producido por crecidas ef\u00edmeras intensas y de corta duraci\u00f3n. Las avenidas ocasionales recientes del torrente han formado un peque\u00f1o cono de deyecci\u00f3n en la confluencia con el Ebro a la entrada del estrecho de Barrufemes (Roset, 2007).<\/p>\n\n\n\n

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Fig. 1. Mapa topogr\u00e1fico del r\u00edo Ebro en la cubeta de M\u00f3ra con la situaci\u00f3n de los desfiladeros del Pas de l\u2019Ase y Barrufemes y de los torrentes laterales afectados por las entradas de sedimentos fluviales. En recuadro rojo, \u00e1rea del torrente del Comte que centra la descripci\u00f3n del estudio.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

En la zona de estudio, a partir de un levantamiento cartogr\u00e1fico reciente, se ha observado la presencia de unas unidades fluviales con clastos redondeados de procedencia pirenaica, es decir, transportados por el Ebro. Estos dep\u00f3sitos se adentran en algunos de los tributarios del Ebro de la cubeta M\u00f3ra a lo largo de algunos kil\u00f3metros aguas arriba de la confluencia (hasta casi 4 km en alguno de los casos). La situaci\u00f3n de los dep\u00f3sitos, rellenando el interior de los valles de los torrentes durante distancias notables, permite separarlos claramente de las terrazas fluviales que se reconocen en ambas orillas del r\u00edo Ebro. Por su contexto geomorfol\u00f3gico y estratigr\u00e1fico estas unidades pueden considerarse muy probablemente de edad pleistocena. Hasta el momento, los mejores afloramientos localizados corresponden al torrente del Comte, a la entrada del estrecho de Barrufemes.<\/p>\n\n\n\n

METODOLOG\u00cdA<\/h3>\n\n\n\n

Para reconocer e interpretar los dep\u00f3sitos de origen fluvial que han penetrado corriente arriba por los valles afluentes laterales del r\u00edo Ebro en la cubeta de M\u00f3ra se han realizado dos actuaciones:<\/p>\n\n\n\n

  • una cartograf\u00eda de la extensi\u00f3n de las unidades fluviales y una caracterizaci\u00f3n de los dep\u00f3sitos mediante la descripci\u00f3n litol\u00f3gica de los clastos que los integran, las estructuras sedimentarias y la potencia y granulometr\u00eda de los niveles.<\/li>
  • una modelizaci\u00f3n de los procesos formativos a partir de modelos de flujo 2D que permitir\u00e1 formular hip\u00f3tesis sobre la generaci\u00f3n y las caracter\u00edsticas de los fen\u00f3menos que han originado estos dep\u00f3sitos. Las simulaciones hidr\u00e1ulicas se han realizado para el valle del Ebro en la cubeta, y en detalle para el torrente del Comte.<\/li><\/ul>\n\n\n\n

    Cartograf\u00eda y descripci\u00f3n de las unidades fluviales<\/h4>\n\n\n\n

    La caracterizaci\u00f3n de los dep\u00f3sitos fluviales se basa en los trabajos de reconocimiento cartogr\u00e1fico de campo y en la descripci\u00f3n de los dep\u00f3sitos del torrente del Comte. En el resto de los tributarios de la cubeta de M\u00f3ra, donde se han localizado el mismo tipo de dep\u00f3sitos, \u00fanicamente se dispone de la extensi\u00f3n m\u00e1xima de penetraci\u00f3n de \u00e9stos y su altura media sobre el nivel del mar. La naturaleza litol\u00f3gica, el grado de redondez de los cantos y la granulometr\u00eda de los elementos detr\u00edticos permiten atribuir su origen en el r\u00edo Ebro. Las gravas consideradas de origen pirenaico transportadas por el Ebro e introducidas en los valles laterales est\u00e1n formadas por clastos de cuarcitas con venas de cuarzo, granitoides, areniscas, conglomerados del Permotri\u00e1sico, calizas mesozoicas, dolom\u00edas, calizas del Eoceno con alveolinas, y otras litolog\u00edas. La caracterizaci\u00f3n permite separar las unidades fluviales de los dep\u00f3sitos de gravas con cantos y bloques heterom\u00e9tricos subredondeados mayoritariamente de caliza y de procedencia aluvial local.<\/p>\n\n\n\n

    La cartograf\u00eda espacial de los cuerpos sedimentarios fluviales ha permitido ver las secuencias estratigr\u00e1ficas formadas por varias unidades y su extensi\u00f3n aguas arriba en los tributarios, as\u00ed como las estructuras sedimentarias y las paleocorrientes que muestran la direcci\u00f3n y sentido de los flujos.<\/p>\n\n\n\n

    Modelizaci\u00f3n<\/h4>\n\n\n\n

    Para reproducir las condiciones hidr\u00e1ulicas de las crecidas que han generado los dep\u00f3sitos analizados se han llevado a cabo modelizaciones num\u00e9ricas bidimensionales del flujo capaces de alcanzar las alturas de agua torrente arriba y la tensi\u00f3n de fondo necesaria para transportar los sedimentos localizados. Para este prop\u00f3sito se ha utilizado la aplicaci\u00f3n de software libre IBER 2.5 de modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica num\u00e9rica bidimensional creada por la UPC y el CEDEX (Blad\u00e9 et al.,<\/em> 2014). Esta aplicaci\u00f3n se basa en la soluci\u00f3n bidimensional de las ecuaciones de aguas superficiales usando el m\u00e9todo de vol\u00famenes finitos (V\u00e1zquez-Cend\u00f3n, 1999) y el esquema num\u00e9rico de Roe (1986).<\/p>\n\n\n\n

    La estrategia de modelizaci\u00f3n ha consistido en hacer una primera bater\u00eda de simulaciones iterativas en un canal recto ascendente con las dimensiones extra\u00eddas de las caracter\u00edsticas del tramo final del torrente del Comte y la pendiente de la superficie de contacto entre las dos unidades fluviales presentes en este tramo. La modelizaci\u00f3n se ha calibrado seg\u00fan dos circunstancias: un D50<\/sub> estimado a partir de observaciones de campo en un determinado punto del canal ascendente (2.630 m) que corresponde a una tensi\u00f3n de fondo en ese punto; la ca\u00edda repentina de esta tensi\u00f3n de fondo a partir de otro determinado punto del canal ascendente (3.050 m) donde se ha depositado la carga de fondo grosera y moviliz\u00e1ndose s\u00f3lo las fracciones m\u00e1s finas (slack-water flood deposits<\/em>). Los resultados obtenidos en la modelizaci\u00f3n del canal del torrente del Comte se han utilizado para calibrar la modelizaci\u00f3n de la confluencia del r\u00edo Ebro y el torrente justo antes del estrecho de Barrufemes.<\/p>\n\n\n\n

    Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del torrente del Comte<\/h4>\n\n\n\n

    La modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica en el canal del torrente del Comte se debe realizar con la pendiente ascendente del contacto entre las dos unidades fluviales (0,00625), la anchura del canal actual incluido el dep\u00f3sito (150 m) y la longitud del tramo de torrente desde la confluencia con el Ebro hasta el l\u00edmite de presencia de los dep\u00f3sitos incluyendo todo el meandro (Fig. 2). Para una simplificaci\u00f3n de la modelizaci\u00f3n se ha dise\u00f1ado un canal ascendente rectil\u00edneo (Fig. 3A). A partir de esta geometr\u00eda se ha generado una malla de 400 elementos rectangulares estructurados de 10×150 m en la que se ha introducido un hidrograma triangular en r\u00e9gimen cr\u00edtico\/subcr\u00edtico de agua limpia por el extremo del canal a m\u00e1s baja cota y se ha impuesto una condici\u00f3n de salida en r\u00e9gimen supercr\u00edtico\/cr\u00edtico por el otro extremo del rect\u00e1ngulo. Como se considera que el torrente del Comte es una corriente ef\u00edmera no se ha introducido ninguna condici\u00f3n inicial de cota o profundidad de agua. Se ha pedido a la aplicaci\u00f3n el suministro de datos sobre cota y profundidad del agua, velocidad y n\u00famero de Froude y di\u00e1metro cr\u00edtico y tensi\u00f3n de fondo para el c\u00e1lculo de la carga de fondo. La simulaci\u00f3n es un proceso iterativo de prueba y error hasta que se encuentra aquel hidrograma de duraci\u00f3n y caudal m\u00e1ximo tales que cumplan con las condiciones iniciales establecidas por quien modela. En este caso se debe cumplir que el alcance del flujo ascendente no debe superar el final del meandro (4.000 m) y a la vez que la tensi\u00f3n de fondo del flujo sea capaz de transportar un determinado tama\u00f1o de grano (D50<\/sub>) hasta el extremo de su afloramiento.<\/p>\n\n\n\n

    Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica de la confluencia del r\u00edo Ebro y el torrente del Comte<\/h3>\n\n\n\n

    Con el fin de afirmar o descartar una crecida de origen meteorol\u00f3gico se ha hecho inicialmente una simulaci\u00f3n con un caudal constante muy elevado hasta llegar al r\u00e9gimen estacionario (50.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>). Si en estas circunstancias se cumplen las condiciones requeridas se podr\u00eda afirmar de entrada que estar\u00edamos ante un proceso meteorol\u00f3gico. En caso contrario, habr\u00eda que buscar otro tipo de proceso.<\/p>\n\n\n\n

    En la modelizaci\u00f3n del tramo de r\u00edo Ebro con la confluencia con el torrente del Comte se ha descartado la utilizaci\u00f3n de un MDT porque la geometr\u00eda y pendiente actuales son diferentes a los del momento en que tuvo lugar el proceso a modelizar. El uso de un MDT introducir\u00eda m\u00e1s errores que ventajas en este caso. En su lugar se ha cre\u00eddo m\u00e1s conveniente construir una geometr\u00eda ad hoc que cumpla con unas condiciones que se consideran esenciales. Para modelizar la corriente principal en la confluencia con el tributario hay que construir una geometr\u00eda que cumpla unas determinadas necesidades que a continuaci\u00f3n se enumeran. El tramo de r\u00edo Ebro antes de la constricci\u00f3n debe conservar el ancho de la llanura de inundaci\u00f3n y la pendiente actuales. El tributario debe tener la pendiente utilizada en su simulaci\u00f3n anterior. La anchura de la constricci\u00f3n litol\u00f3gica del estrecho de Barrufemes debe ser la actual porque ha sido \u00e9sta durante buena parte del Pleistoceno ya que la entrada est\u00e1 formada por dep\u00f3sitos del Ebro m\u00e1s antiguos que los involucrados. El \u00e1ngulo de la confluencia formada por las dos corrientes debe ser el actual porque ha sido este tal como indican los dep\u00f3sitos de las unidades afectadas. La anchura del tributario en la confluencia debe ser la de los dep\u00f3sitos cuaternarios en el lugar. El curso del tributario puede ser similar al actual, para dar m\u00e1s realismo a la simulaci\u00f3n no es necesario que sea rectil\u00edneo. Para la modelizaci\u00f3n se ha dise\u00f1ado una geometr\u00eda irregular que se ajusta a los l\u00edmites de la crecida meteorol\u00f3gica simulada de 50.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> para afianzar la primera condici\u00f3n (Fig. 3E). La geometr\u00eda limita una llanura de inundaci\u00f3n de 2.000 m de anchura y 3.000 m de longitud que se va estrechando para ajustarse a la amplitud del estrecho de Barrufemes (450 m). Por la izquierda, la confluencia se ajusta en anchura a los l\u00edmites de la crecida meteorol\u00f3gica simulada y a la vez a los dep\u00f3sitos cuaternarios. La anchura del tributario tambi\u00e9n se va estrechando para ajustarse a los 150 m del canal modelizado para el torrente del Comte. El tributario debe conservar al menos los 4.000 m de longitud y la pendiente de su modelizaci\u00f3n. A partir de la geometr\u00eda irregular anterior se ha construido una malla no estructurada de elementos triangulares de 25 m de lado.<\/p>\n\n\n\n

    Sabiendo que el r\u00edo Ebro es una corriente perenne se ha introducido como condici\u00f3n inicial en la modelizaci\u00f3n un nivel de agua inicial de 8 m para que parte del hidrograma introducido no tenga que dedicarse a llenar el vaso. Se ha hecho entrar un hidrograma triangular en r\u00e9gimen cr\u00edtico\/subcr\u00edtico de agua limpia por el extremo norte de la malla y se ha impuesto una condici\u00f3n de salida en r\u00e9gimen supercr\u00edtico\/cr\u00edtico para la salida del estrecho de Barrufemes y otra salida en las mismas condiciones por el extremo interior del torrente.<\/p>\n\n\n\n

    Para la calibraci\u00f3n de los resultados del modelo se consideran esenciales los datos de granulometr\u00eda de las fracciones transportadas como carga de fondo a partir del di\u00e1metro medio de las part\u00edculas (D50<\/sub>) que el modelo puede reproducir y la situaci\u00f3n de estas en el perfil longitudinal del torrente del Comte (Fig. 2).<\/p>\n\n\n\n

    Ser\u00e1 necesario dise\u00f1ar el hidrograma de un flujo en el r\u00edo principal que sea capaz de reproducir en el tributario la corriente modelizada anteriormente. Ser\u00e1n importantes e indisociables los resultados de los hidrogramas y los sedimentogramas en las simulaciones del canal del torrente del Comte, y en el caso del r\u00edo Ebro como corriente principal y el torrente como tributario.<\/p>\n\n\n\n

    RESULTADOS<\/h3>\n\n\n\n

    Los dep\u00f3sitos fluviales en los valles laterales<\/h4>\n\n\n\n

    En la Tabla 1 se indican los tributarios del Ebro en la CM en los que se han identificado, cerca de la confluencia, dep\u00f3sitos de clastos procedentes de este r\u00edo. Se trata de los torrentes de Nolla, Manou, G\u00e0fols y Comte, en el margen izquierdo del Ebro, y los de Perles, Faneca, y r\u00edo Sec en el derecho. El lugar donde tienen mayor desarrollo las acumulaciones y se han estudiado m\u00e1s detalladamente es el torrente del Comte.<\/p>\n\n\n\n

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    Tabla 1. Torrentes con presencia de dep\u00f3sitos procedentes del r\u00edo Ebro indicado la longitud de penetraci\u00f3n desde la confluencia (m) y la cota de altura media (m snm).<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

    En algunos casos son observables las estructuras de corriente como estratificaci\u00f3n cruzada planar de media escala, as\u00ed como imbricaciones de los clastos. El grado de consolidaci\u00f3n de los dep\u00f3sitos fluviales es muy variable, pero en el caso de los m\u00e1s antiguos pueden llegar a presentarse como conglomerados y areniscas muy coherentes.<\/p>\n\n\n\n

    Estos dep\u00f3sitos se encuentran recubiertos, o en algunos casos con intercalaciones, de materiales cl\u00e1sticos de calizas y dolom\u00edas, heterom\u00e9tricos y subredondeados con mucha matriz transportados por los torrentes, dispuestos con bases erosivas sobre los sedimentos fluviales. Son sedimentos aluviales propios de la din\u00e1mica torrencial de los tributarios causados por episodios muy en\u00e9rgicos de tipo flash-flood<\/em>.<\/p>\n\n\n\n

    En el tramo final del torrente del Comte, y a lo largo de algunos kil\u00f3metros, afloran dos unidades fluviales formadas por dep\u00f3sitos procedentes del r\u00edo Ebro que permiten diferenciar dos secuencias muy representativas:<\/p>\n\n\n\n

    • en la base, unos conglomerados consolidados, expuestos desde los m\u00e1rgenes de la desembocadura hasta unos 3,55 km torrente arriba (denominados en lo sucesivo como Unidad Fluvial Inferior, Fig. 2). Los conglomerados son correlacionables con la terraza 3 del r\u00edo Ebro (contando a partir de la terraza 1, la inferior, considerada como la holocena)<\/li>
    • Inmediatamente encima de la unidad anterior y de forma erosiva, unas gravas poco consolidadas en los m\u00e1rgenes del segundo y tercer km torrente arriba (denominadas en adelante como Unidad Fluvial Superior, Fig. 2). Las gravas son correlacionables con la terraza 2 del r\u00edo Ebro.<\/li><\/ul>\n\n\n\n

      La Unidad Superior se dispone directamente sobre la Inferior. Las separa una superficie de erosi\u00f3n poco marcada que da lugar a una disconformidad. La pendiente de esta superficie, f\u00e1cilmente medible entre los 1.000 y 3.000 m torrente arriba, es de 0,00625. Este valor es sensiblemente inferior a la pendiente del cauce actual del tramo final del torrente del Comte, que es de 0,01 (Fig. 2).<\/p>\n\n\n\n

      Las relaciones geom\u00e9tricas entre la geomorfolog\u00eda del valle y los rellenos del torrente del Comte indican que la deposici\u00f3n de las dos unidades tuvo lugar tras una primera etapa incisiva de excavaci\u00f3n. Despu\u00e9s se introducir\u00edan y acumular\u00edan los sedimentos transportados por el Ebro, a la vez que se intercalaron los sedimentos heterom\u00e9tricos de las crecidas locales del barranco del Comte que acabar\u00edan recubriendo todo el conjunto. Es decir, hay un proceso de agradaci\u00f3n sedimentaria en el interior del valle que supone un incremento topogr\u00e1fico gradual del nivel de base del torrente. Finalmente, una \u00faltima etapa estar\u00eda relacionada con un nuevo episodio de incisi\u00f3n que habr\u00eda cortado los sedimentos anteriores y excavado de nuevo el valle que se puede observar ahora. En el momento actual no se dispone de dataciones absolutas de estos materiales, pero la posici\u00f3n geomorfol\u00f3gica y la relaci\u00f3n estratigr\u00e1fica con los otros conjuntos fluviales y aluviales del Ebro hacen pensar en una edad de Pleistoceno superior.<\/p>\n\n\n\n

      Unidad Fluvial Inferior<\/h4>\n\n\n\n

      La Unidad Fluvial Inferior, parcialmente recubierta por la terraza holocena, aflora en todo el cauce del torrente del Comte, hasta 3.550 m torrente arriba (Fig. 2). En los 1.000 m finales del torrente adyacentes a la confluencia tambi\u00e9n aflora en ambos m\u00e1rgenes. Los conglomerados de esta unidad est\u00e1n formados por clastos redondeados de origen pirenaico. Abundan los elementos de cuarcitas con venas de cuarzo, granitoides, conglomerados del Permotri\u00e1sico, calizas y otros. La unidad est\u00e1 formada por niveles con clastos bien clasificados de granulometr\u00edas centim\u00e9tricas o a veces decim\u00e9tricas que forman un dep\u00f3sito multi-epis\u00f3dico de hasta 15-20 m de potencia. Las imbricaciones y las estructuras sedimentarias, en el tramo final del torrente del Comte, indican mayoritariamente una polaridad hacia la salida de este. En este tramo afloran intercalados en los materiales fluviales bloques m\u00e9tricos de paleosuelos arrastrados por la corriente de crecida del Ebro torrente arriba. En algunas zonas, torrente arriba, se pueden observar niveles aluviales de procedencia local, formados por clastos subredondeados heterom\u00e9tricos de calizas mesozoicas, intercalados en los materiales depositados por avenidas procedentes del r\u00edo Ebro. Se trata de sedimentos de episodios ef\u00edmeros a favor de la pendiente procedentes de la cuenca de drenaje de la plana de Burgar que se intercalaron entre los dep\u00f3sitos de episodios procedentes del r\u00edo Ebro fluyente a contra pendiente.<\/p>\n\n\n\n

      Unidad Fluvial Superior<\/h4>\n\n\n\n

      El dep\u00f3sito principal de la Unidad Fluvial Superior aflora en la orilla derecha del torrente entre los 1.400 y los 1.900 m torrente arriba (Fig. 2). Se trata de un afloramiento multi-epis\u00f3dico de gravas polim\u00edcticas redondeadas y bien clasificadas de procedencia pirenaica de unos 10-12 m de potencia. Por encima de las gravas polig\u00e9nicas yace un nivel aluvial heterom\u00e9trico y mal clasificado de calizas mesozoicas. Se han contado hasta 9 niveles diferentes de gravas separados por superficies erosivas planas poco inclinadas. En este punto, 1.500 m torrente arriba, tanto las estructuras sedimentarias como la imbricaci\u00f3n de los clastos indican direcciones del flujo contradictorias, pero preferentemente hacia la confluencia. Se interpretan como barras y dunas de grava depositadas por corrientes de flujo remontante y corrientes de reflujo hacia la salida. Por otra parte, en varios lugares del afloramiento se pueden observar acumulaciones, en ocasiones poco estructuradas o tambi\u00e9n con estructuras contradictorias, de arenas y arenas limosas. Las gravas de los niveles individualizados son de tama\u00f1o de grano centim\u00e9trico y decim\u00e9trico, pero nunca bloques. En este afloramiento de la Unidad Superior tambi\u00e9n afloran intercalados niveles de potencia de orden decim\u00e9trico de clastos heterom\u00e9tricos y subredondeados de caliza procedentes de episodios ef\u00edmeros de la cuenca de la plana de Burgar (Fig. 2B). Torrente arriba, hacia los 2.500 m, la Unidad Superior vuelve a aflorar en los dos m\u00e1rgenes. En este caso el n\u00famero de niveles de grava del dep\u00f3sito ha disminuido a tres o cuatro. Los componentes siguen siendo redondeados y centim\u00e9tricos. Lo m\u00e1s caracter\u00edstico de esta zona es la presencia de una estratificaci\u00f3n cruzada planar de gran escala en un nivel de gravas de 2 m de potencia que indica una polaridad del flujo torrente arriba (Fig. 2C). Esta estructura sedimentaria ser\u00e1 esencial en el apartado de las simulaciones y en la interpretaci\u00f3n global del proceso. Finalmente, a los 3.050 m torrente arriba, las gravas de la Unidad Superior desaparecen pasando lateralmente a una unidad arenosa de unos 8 m de potencia formada tambi\u00e9n por varios niveles con estructuras sedimentarias de estratificaci\u00f3n cruzada de media escala, y de peque\u00f1a escala a techo de los niveles (Fig. 2D). Estas estructuras sedimentarias se interpretan como los dep\u00f3sitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits<\/em>) que se depositaron en la parte m\u00e1s interna del torrente donde el flujo perdi\u00f3 energ\u00eda. Ocasionalmente, y en una posici\u00f3n lateral, los niveles de arenas y limos se encuentran alterados por procesos ed\u00e1ficos. A partir de este punto, torrente arriba, la corriente forma un meandro con los semi-meandros asim\u00e9tricos. Los conglomerados de la Unidad Fluvial Inferior infrayacente contin\u00faan al menos unos cientos de metros en el cauce del meandro.<\/p>\n\n\n\n

      \"\"
      Fig. 2. Mapa detallado de la parte final del torrente del Comte donde han sido cartografiadas las unidades fluviales Inferior y Superior.<\/strong> Abajo, perfil topogr\u00e1fico longitudinal de los primeros 4.000 metros del torrente del Comte desde la confluencia con el Ebro, en el que se indican los puntos clave: (A) vista a\u00e9rea oblicua desde el este del tramo final del valle del torrente del Comte; (B) corte longitudinal de la Unidad Fluvial Superior erosionando la Inferior en los 1.850 m torrente arriba; (C) corte longitudinal de la Unidad Fluvial Superior en los 2.630 m, mostrando una duna de gravas migrando torrente arriba (hacia la derecha) sobre otro lecho de gravas de la misma unidad; (D) corte transversal de los dep\u00f3sitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits<\/em>) en los 3.050 m torrente arriba. A partir de este punto empieza el meandro asim\u00e9trico.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

      Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del torrente del Comte<\/h4>\n\n\n\n

      La modelizaci\u00f3n del flujo ascendente a lo largo del canal del torrente del Comte (Fig. 3A) ha requerido de un hidrograma triangular de 60 minutos de duraci\u00f3n con un caudal m\u00e1ximo de 4.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> (Fig. 3B). En estas condiciones el flujo ha llegado pr\u00e1cticamente a los 4.000 m torrente arriba con una profundidad de agua en la confluencia de 25 m (Fig. 3C). Por otra parte, el flujo ha sido capaz de arrastrar un di\u00e1metro cr\u00edtico de carga de fondo de 0,09 m hasta los 2.900 m, donde ha perdido la competencia repentinamente y s\u00f3lo ha logrado transportar los tama\u00f1os de grano finos hasta el final del canal (Fig. 3D).<\/p>\n\n\n\n

      Para calibrar el modelo de transporte sedimentario ha sido b\u00e1sica la estructura sedimentaria de la Unidad Superior que aflora a 2.630 m torrente arriba (estratificaci\u00f3n cruzada planar) y especialmente los tama\u00f1os de grano que la forman (D50<\/sub> = 0,08 m), adem\u00e1s del punto en que las gravas de esta unidad dan paso lateral a arenas y limos (3.050 m). La modelizaci\u00f3n muestra el hidrograma ascendente capaz de transportar una carga de fondo de un di\u00e1metro D50<\/sub> = 5-10 cm mediante una duna de cresta recta u oblicua, as\u00ed como el sedimentograma resultante. A 3.050 m torrente arriba, la competencia del flujo para transportar la carga de fondo grosera cesa y s\u00f3lo puede movilizar las arenas y limos hasta el final del meandro (4.000 m). A 3.050 m empiezan los dep\u00f3sitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits<\/em>). El agua remansada y los sedimentos finos llenaban todo el meandro hasta los 4.000 m.<\/p>\n\n\n\n

      \"\"
      Fig. 3 Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del torrente del Comte. A) Dimensiones del canal rectangular. B) Hidrograma triangular de la crecida. C) Distancia del torrente del Comte invadida y nivel alcanzado por el agua. D) Relaci\u00f3n del di\u00e1metro medio de las part\u00edculas transportadas (m) con la distancia torrente arriba. Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del r\u00edo Ebro en la confluencia con el torrente del Comte con una crecida meteorol\u00f3gica con un pico de caudal de 50.000 m3\u00b7s-1. E) Mapa de profundidades de la zona inundada en la cubeta de M\u00f3ra y boceto de los l\u00edmites del modelo ad hoc (l\u00edneas en blanco). F) Hidrograma de flujo uniforme (estacionario) de la crecida. G) Distancia del torrente del Comte inundada y nivel alcanzado por el agua. H) Relaci\u00f3n del di\u00e1metro cr\u00edtico medio de las part\u00edculas transportadas (m) con la distancia torrente arriba. Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del r\u00edo Ebro en la confluencia con el torrente del Comte con una ola de crecida de 100 minutos y un pico de caudal de 100.000 m3\u00b7s-1. I) Mapa de profundidades de la zona inundada en la cubeta de M\u00f3ra y boceto de los l\u00edmites del modelo ad hoc (en blanco). J) Hidrograma triangular de la crecida. K) Distancia del torrente del Comte inundada y nivel alcanzado por el agua. L) Relaci\u00f3n del di\u00e1metro cr\u00edtico medio de las part\u00edculas transportadas (m) con la distancia torrente arriba.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

      Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica de la confluencia del r\u00edo Ebro i el torrente del Comte<\/h4>\n\n\n\n

      En primer lugar, y tal como se ha planteado en el apartado de metodolog\u00eda, cabe afirmar o denegar la hip\u00f3tesis de un proceso resultante de una crecida de tipo meteorol\u00f3gico. Para tal efecto se ha modelizado un caudal constante de 50.000 m3<\/sup>\u00b7s-1 <\/sup>durante 12 horas hasta llegar a un flujo uniforme (Fig. 3F). El flujo ha alcanzado los 3.700 m torrente arriba cumpliendo una de las condiciones impuestas (Fig. 3G). Por otro lado, el sedimentograma muestra un flujo incompetente para transportar una carga de fondo grosera hasta el punto pedido (Fig. 3H).<\/p>\n\n\n\n

      Posteriormente, en la malla dise\u00f1ada para la confluencia (Fig. 3I), se ha introducido un hidrograma triangular de dise\u00f1o de 100 minutos de duraci\u00f3n y de 100.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> de caudal m\u00e1ximo (Fig. 3J). El flujo ha alcanzado los 3.700 m torrente arriba con una altura del agua en la confluencia de 24 m (cota de agua de 34 m, Fig. 3K). Debido a que el curso del tributario se ha dise\u00f1ado como no rectil\u00edneo el sedimentograma resultante es irregular, pero cumple con la condici\u00f3n de competencia sobre la carga de fondo hasta los 3.000 m (Fig. 3L).<\/p>\n\n\n\n

      Se ha modelizado tambi\u00e9n el desag\u00fce del torrente una vez el pico de caudal m\u00e1ximo ya ha pasado. Se ha supuesto que la salida de agua por la confluencia y por la constricci\u00f3n litol\u00f3gica deja de tener restricciones y el sistema funciona como un vertedero en r\u00e9gimen supercr\u00edtico\/cr\u00edtico. El resultado de la modelizaci\u00f3n del drenaje de agua del torrente, desde una cota de agua a 35 msnm (Fig. 4A) ha proporcionado un sedimentograma tal como el de la Fig. 4B. El di\u00e1metro cr\u00edtico m\u00e1ximo se ha alcanzado hacia los 2.200 m, en la zona de apilamiento agradacional de episodios, donde alternan niveles de gravas superpuestos que indican direcciones de flujo contrapuestas.<\/p>\n\n\n\n

      \"\"
      Fig. 4 Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del desag\u00fce del torrente del Comte. A) Situaci\u00f3n de partida con la cota de agua a 35 m snm. B) Sedimentograma resultante del drenaje del torrente a partir de la cota de agua anterior. Se han eliminado algunas irregularidades hidr\u00e1ulicas producidas en los codos del canal (Fig. 3E). La ca\u00edda del di\u00e1metro cr\u00edtico en el primer tercio del canal (\u00faltimo tercio durante el reflujo) se debe al ensanchamiento sustancial del canal en esa zona.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

      En la Tabla 2 se muestran resumidos los resultados de algunas de las variables hidr\u00e1ulicas y sedimentol\u00f3gicas resultantes de la modelizaci\u00f3n y se comparan en la distancia de 2.630 m torrente arriba respecto a la confluencia. Los datos indican que para obtener la distancia de entrada y el tama\u00f1o de los sedimentos localizados en el torrente del Comte se requieren 4.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> en el propio torrente y un m\u00ednimo de 100.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> en el r\u00edo Ebro en la confluencia.<\/p>\n\n\n\n

      \"\"
      Tabla 2. Datos hidr\u00e1ulicos y sedimentol\u00f3gicos en el punto de calibraci\u00f3n (2.630 m torrente del Comte arriba) seg\u00fan el tipo y magnitud del hidrograma introducido en el modelo.<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

      DISCUSI\u00d3N<\/h3>\n\n\n\n

      El recorrido del r\u00edo Ebro sobre la CM transcurre en un valle que mezcla tramos aluviales con otros de cauce rocoso. El sustrato est\u00e1 formado por materiales continentales cenozoicos recubiertos por una serie importante de m\u00e1s de 100 m de potencia de dep\u00f3sitos aluviales cuaternarios. Se trata de un valle inciso en el sentido de Dalrymple et al.<\/em> (1994) o un paleovalle en el sentido de Blum et al.<\/em> (2013). Estos tipos de valles arrancan en la l\u00ednea de costa y se extienden tierra adentro hasta el punto donde se puede transmitir directamente la influencia de las variaciones clim\u00e1ticas del nivel de agua marina. La distancia de la influencia tierra adentro de los cambios del nivel del mar se conoce como la extensi\u00f3n de remanso, \u00abbackwater length<\/em>\u00bb (BL). Este t\u00e9rmino (Samuels, 1989; Paola y Mohrig, 1996) representa el alcance hasta donde puede haber una clara conexi\u00f3n morfodin\u00e1mica entre el r\u00edo y el nivel del mar. Por lo tanto, se entiende que la evoluci\u00f3n geomorfol\u00f3gica de la CM durante el Cuaternario ha sido influenciada por los cambios del nivel del mar que se han producido en este periodo. La distribuci\u00f3n espacial de las terrazas cuaternarias y de sus dep\u00f3sitos y estructuras asociadas est\u00e1n estrechamente relacionadas con estos cambios.<\/p>\n\n\n\n

      Las variaciones del nivel del mar determinan variaciones en la cantidad de acomodaci\u00f3n disponible. La acomodaci\u00f3n es un concepto muy importante en Estratigraf\u00eda Secuencial que determina la cantidad de sedimentos que se pueden depositar en un \u00e1rea por diversas razones (Catuneanu, 2017). En un escenario de cambios de nivel eust\u00e1ticos debido a cambios clim\u00e1ticos, las subidas de nivel aumentan y hacen positiva la acomodaci\u00f3n. En cambio, las bajadas de nivel disminuyen o hacen negativa la acomodaci\u00f3n. El principio de acomodaci\u00f3n se refiere normalmente al medio subacu\u00e1tico marino, aunque tambi\u00e9n puede estar referido al \u00e1mbito continental, ya que la subida y bajada del nivel del mar rompen el equilibrio del perfil fluvial y determinan variaciones en la acomodaci\u00f3n continental (Holbrook et al.<\/em>, 2006), especialmente en la zona afectada por el BL. El alcance de la influencia es din\u00e1mico y es directamente proporcional a la altura del flujo de crecida sobre el cauce e inversamente proporcional a la pendiente del cauce. En el momento actual, la profundidad del flujo con el canal lleno se considera de 8 m y su BL asociada ser\u00eda de 61 km tierra adentro, la cual se encuentra en un punto antes de llegar a la localidad ribere\u00f1a de Benifallet, aguas abajo de la CM. La CM se encuentra entre los 75 y 90 km aguas arriba de la desembocadura del Ebro. Por otra parte, si consideramos una profundidad de 16,6 m, correspondientes a una crecida extrema como la de a\u00f1o 1787 (13.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>), su BL asociada ser\u00eda de 127 km tierra adentro, llegando a un punto entre las localidades de Flix y Riba-roja d’Ebre. As\u00ed pues, la BL del Bajo Ebro incluye la CM. Algunos autores (Lamb et al.<\/em>, 2012; Nittrouer, 2013; Chatanantavet et al.<\/em>, 2014; Fernandes et al.<\/em>, 2016) admiten transformaciones fundamentales en el flujo y en el transporte de sedimentos en la zona de BL, donde los canales son fundamentalmente agradacionales. El l\u00edmite superior de la BL migra arriba y abajo en respuesta a los cambios del nivel del mar.<\/p>\n\n\n\n

      La constricci\u00f3n litol\u00f3gica del estrecho de Barrufemes, a la salida de la CM, causa otro efecto hidr\u00e1ulico importante, el efecto de remanso, \u00abbackwater effect<\/em>\u00ab, que se a\u00f1ade a la BL. Ambos efectos sumados han forzado al r\u00edo Ebro a crear un espacio en la CM para el agua y el sedimento que se deben acumular en episodios extremos. El resultado ha sido una amplia llanura de inundaci\u00f3n del r\u00edo Ebro en toda la CM, donde se han depositado durante el Cuaternario un grupo de terrazas pleistocenas con apilamiento agradacional. En la llanura de inundaci\u00f3n del Ebro hay que incluir los tramos finales de sus tributarios. Es significativo en este aspecto el tramo final del r\u00edo Siurana que vierte justo despu\u00e9s del estrecho del Pas de l\u2019Ase. Este tramo alcanza los 5 km de longitud y queda afectado por las grandes crecidas del Ebro, formando parte adem\u00e1s del valle inciso del Ebro.<\/p>\n\n\n\n

      La agradaci\u00f3n de dep\u00f3sitos en las llanuras de inundaci\u00f3n se produce durante etapas de subida del nivel del mar (Shanley y McCabe, 1994; Strong y Paola, 2008; Blum et al.<\/em>, 2013). La agradaci\u00f3n en estos per\u00edodos disminuye el gradiente del perfil longitudinal e introduce tierra adentro la influencia de la BL. Estos dos efectos al mismo tiempo incrementan las posibilidades de inundaci\u00f3n de tributarios laterales.<\/p>\n\n\n\n

      El proceso de inundaci\u00f3n de agua y sedimentos de los tributarios laterales es muy sensible a los cambios de gradientes de los cauces. Suponiendo que el gradiente utilizado en la modelizaci\u00f3n de la inundaci\u00f3n del torrente del Comte para las avenidas del r\u00edo Ebro fuera la mitad del utilizado, es decir 0,003, una ola de inundaci\u00f3n de 30 minutos con un pico de 50.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> producir\u00eda los mismos efectos que los que se han modelizado en su apartado. Por otra parte, si el gradiente fuera superior, las necesidades de caudal y tiempo tambi\u00e9n ser\u00edan superiores. As\u00ed, con un gradiente como el actual (0,0095) las necesidades ser\u00edan de una ola de inundaci\u00f3n de 50 minutos con un pico de caudal de 175.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>.<\/p>\n\n\n\n

      Por otra parte, el meandro existente al principio del afloramiento de los dep\u00f3sitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits<\/em>), la longitud del cual se a\u00f1ade al canal modelizado del torrente del Comte est\u00e1 asociado al proceso de inundaci\u00f3n del tributario. El desarrollo de este meandro es un proceso formativo. Se moldea durante el reflujo de los tributarios de forma similar a la observada en el r\u00edo Ter (Castelltort et al.<\/em>, 2020). Las aguas llegan al fondo del tramo del tributario inundado completamente amansadas y estancadas. En el momento del reflujo, lo hacen a un r\u00e9gimen hidr\u00e1ulico muy bajo iniciando corrientes secundarias helicoidales que acaban dando lugar a dicho meandro en el extremo del tramo inundado.<\/p>\n\n\n\n

      M\u00e1s a\u00fan, tal como se puede ver en la Fig. 1, aparte del torrente del Comte, otros tributarios del Ebro en la CM han sido afectados por sus olas de inundaci\u00f3n. Esto implica que la magnitud alcanzada por la modelizaci\u00f3n en el torrente del Comte, el \u00faltimo de los tributarios en la CM debe ser multiplicada por un factor para obtener la dimensi\u00f3n de la ola de crecida a la entrada de la CM por el estrecho del Pas de l\u2019Ase. Las modelizaciones indican que este factor estar\u00eda alrededor de 2, haciendo alcanzar el pico de caudal entrante en la CM, al menos, a unos 200.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup> (Fig. 5).<\/p>\n\n\n\n

      \"\"
      Fig. 5. Modelizaci\u00f3n hidr\u00e1ulica del r\u00edo Ebro entre la confluencia del r\u00edo Siurana y el estrecho de Barrufemes con una ola de crecida de 100 minutos y un pico de caudal de 200.000 m3\u00b7s-1. Mapa de profundidades m\u00e1ximas de la zona inundada en la cubeta de M\u00f3ra. Obs\u00e9rvese el alcance de la inundaci\u00f3n en los torrentes tributarios del tramo<\/figcaption><\/figure><\/div>\n\n\n\n

      La existencia de flujos de gran magnitud (se reserva el t\u00e9rmino megacrecida para aquellas que alcanzan los 1\u00b7106<\/sup>\u00b7m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>; Baker, 2020) como los analizados en estos ejemplos tienen unos resultados morfogen\u00e9ticos y una capacidad erosiva de alta intensidad. Garc\u00eda-Castellanos y O’Connor (2018) mediante simulaciones f\u00edsicas han determinado que la capacidad geomorfol\u00f3gica de las megacrecidas para excavar la incisi\u00f3n de los valles es m\u00e1s efectiva que la din\u00e1mica fluvial tradicional. En la base de una terraza fluvial del Ebro situada a 40 m sobre el actual cauce, a la altura de la poblaci\u00f3n de Flix, se observan unas extraordinarias estructuras de erosi\u00f3n y el arranque de grandes fragmentos rocosos de escala m\u00e9trica del cauce (conglomerados y areniscas del Oligoceno). Estas estructuras erosivas podr\u00edan relacionarse con la energ\u00eda del paso de una crecida de gran magnitud como las analizadas anteriormente.<\/p>\n\n\n\n

      La mayor parte de los casos de generaci\u00f3n de crecidas de gran magnitud han sido atribuidos a fen\u00f3menos de rotura repentina de grandes lagos embalsados \u200b\u200bpor barreras glaciales como los que se producen en las confluencias de las lenguas glaciares en los momentos de retroceso de las etapas de deshielo (O’Connor y Baker, 1992; O’Connor y Costa, 2004; Baker, 2020).<\/p>\n\n\n\n

      CONCLUSIONES<\/h3>\n\n\n\n

      La cubeta de M\u00f3ra de Ebro ha actuado en el Pleistoceno superior como un espacio de retenci\u00f3n y preservaci\u00f3n de dep\u00f3sitos fluviales transportados por el r\u00edo Ebro que se han introducido en varios valles laterales de sus tributarios dejando unos dep\u00f3sitos an\u00f3malos. En el torrente del Comte se reconocen al menos dos secuencias de car\u00e1cter multi-epis\u00f3dico introducidas desde el Ebro que presentan intercalaciones y recubrimientos por episodios aluviales de procedencia local. La magnitud de los caudales punta de los flujos (estimados por encima de los 100.000 m3<\/sup>\u00b7s-1<\/sup>)  que han transportados los componentes detr\u00edticos y formado algunas estructuras sedimentarias de gran energ\u00eda, como las dunas de grava y de arena m\u00e9tricas (dep\u00f3sitos de remanso o slack-water flood deposits<\/em>) hacen pensar en crecidas de gran magnitud agravadas por problemas de transferencia hidr\u00e1ulica a causa de la constricci\u00f3n del desfiladero de Barrufemes y por la baja pendiente del r\u00edo Ebro en esta zona, incluida en el \u00e1rea de influencia del nivel del mar o extensi\u00f3n de remanso (backwater length<\/em>). La causa m\u00e1s probable de generaci\u00f3n de estas crecidas de gran magnitud habr\u00eda que buscarla en fen\u00f3menos del tipo rotura repentina de lagos de barrera glacial (glacial lake outburst floods<\/em>) que podr\u00edan haberse formado en la parte externa de los glaciares pirenaicos durante la fase Tardiglacial que seguir\u00eda al \u00faltimo M\u00e1ximo Glacial (Last Glacial Maximum).<\/p>\n\n\n\n

      Es la primera vez que se describen en el entorno del sur de Europa y del Mediterr\u00e1neo dep\u00f3sitos generados por crecidas de gran magnitud, ya que generalmente siempre han sido asociados a la presencia de grandes conjuntos glaciares como los de las grandes cordilleras (Himalayas, Andes) o del borde de los inlandsis (Missoula floods, casquete glacial de Laurentia) atribuibles a flujos de una capacidad hidrodin\u00e1mica y geomorfol\u00f3gica excepcional, un orden de magnitud (como m\u00ednimo) por encima de los flujos generados por las crecidas hidrometeorol\u00f3gicas.<\/p>\n\n\n\n

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        Tierra y Tecnolog\u00eda n\u00ba 56 | DOI (Digital Object Identifier)\u00a0 Autor: F.X. Castelltort Aiguabella (xavier.castelltort@gmail.com), J.C. Balasch Solanes (josepcarles.balasch@udl.cat). Departament del Medi Ambient i Ci\u00e8ncies del S\u00f2l, Universitat de Lleida. Av. de l’Alcalde Rovira Roure 191. Lleida. 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