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

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GEOMORFOLOGÍA GLACIAR Y PERIGLACIAR


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DETERMINACIÓN DE LA DURACIÓN DEL MANTO NIVOSO ESTACIONAL EN UN SECTOR DEL CIRCO

DEL CUIÑA, SIERRA DE ANCARES, NO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA

Carrera Gómez, Pedro1, Valcárcel Díaz, Marcos1 y Blanco Chao, Ramón1

RESUMENEn esta comunicación se presenta un método para determinar la duración del manto nivoso estacional, basado en el análisis de la temperatura super-ficial del substrato y se exponen los resultados de su aplicación en el Circo del Cuiña, Sierra de Ancares, durante el invierno y la primavera de 2007.Palabras clave: manto nivoso estacional, temperatura superficial del subs-trato, Circo del Cuiña, Sierra de Ancares.

ABSTRACTA method based on ground surface temperature analysis, has been deve-loped for establishing the duration of the seasonal snow cover at the Cuiña Cirque, Sierra de Ancares. Results obtained from 2007 snow season are presented.Key words: seasonal snow cover, ground surface temperature, Cuiña Cir-que, Sierra de Ancares.

ÁREA DE ESTUDIOEl área de estudio se sitúa en una franja altitudinal comprendida entre 1.830 y 1.870 m.s.n.m. en el sector central del Circo del Cuiña, Sierra de Ancares, NO de la Península Ibérica (lat. 42º 51’ N; long. 6º 50’ O). La topografía de la pared

1 Departamento de Xeografía, Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, España, [email protected]

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del circo se caracteriza por una sucesión de rellanos subhorizontales y pequeñas paredes subverticales, cortados en el extremo septentrional por un canal rocoso. El sector presenta una elevada acumulación de nieve, en gran parte venteada de las vertientes de barlovento vecinas. Los espesores máximos se localizan en el borde del circo y pueden llegar a sobrepasar los 4 m. El manto nivoso expe-rimenta movimientos en masa lentos similares al deslizamiento subnival, cuya aceleración en primavera desencadena avalanchas de fondo de corto recorrido.

METODOLOGÍAEl método empleado para la detección de la presencia de un manto nivoso, se fundamenta en el análisis de la evolución térmica de la superficie del substrato y en la identificación de las modificaciones que en esta evolución introduce la interposición, entre el substrato y la atmósfera, de un material como la nieve que modifica, en mayor o menor grado, las transferencias energéticas. Se establecieron 20 puntos de monitorización de la tempera-tura superficial del substrato (TSS), en los que se utilizaron registradores automáticos. Se monitorizó además la temperatura del aire (TA) a 1,5 m

sobre la superficie del suelo. La toma de datos se realizó con una frecuencia horaria, ininterrumpidamente desde octubre de 2006 hasta junio de 2007, cubriendo por completo el periodo de presencia de nieve.Las primeras nevadas suelen originar un manto de nieve fría y seca que con-duce mal el calor. La Figura 1 muestra el inicio y la consolidación del manto nivoso. Antes de la primera nevada la evolución de la TSS es muy similar a

Figura 1. Evolución de la TSS durante el periodo de inicio y consolidación del manto nivoso


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la de la TA. El 05/12, coincidiendo con las primeras precipitaciones nivosas, la TSS experimenta una disminución considerable de su amplitud diaria, pro-ducto de la acción aislante de la nieve. Las precipitaciones continúan al día siguiente, hasta alcanzar un espesor capaz de bloquear el intercambio ener-gético entre el substrato y la atmósfera. En ese momento la TSS se estabiliza en el entorno de los 0 ºC, manteniéndose constante hasta que se produce la desaparición del manto nivoso. Según Hanson y Hoelzle (2004) el espesor mínimo requerido para bloquear la señal atmosférica es de 60 cm.El periodo de fusión del manto nivoso se caracteriza por la aparición de osci-laciones de periodicidad diaria en el registro de la TSS. La Figura 2 muestra el desarrollo de este periodo. El régimen de TSS constante en el entorno de

los 0 ºC, característico de un manto nivoso potente, finaliza el 12/04 con la aparición de una oscilación diaria muy atenuada. A medida que la fusión avanza y el espesor de nieve se reduce, el ciclo diario de la TSS aumenta en amplitud. A partir del 15/04, tras la desaparición del manto nivoso, la TSS sigue fielmente el patrón diario de evolución de la TA. En los sectores que experimentan movimientos en masa rápidos del manto nivoso, la salida del periodo de isotermia se realiza de forma brusca, pasando la TSS a seguir el patrón diario de evolución de la TA repentinamente.En cada punto de monitorización se ha determinado el número total de días de cobertura de nieve. Estos datos se han tratado en la aplicación ArcView, obteniéndose mediante procedimientos de interpolación, un mapa temático de número total de días de cobertura nivosa.

Figura 2. Evolución de la TSS durante el periodo de fusión del manto nivoso

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RESULTADOS Y DISCUSIÓNLa duración media del manto nivoso en el sector monitorizado fue de 125 días. La Figura 3 muestra la distribución de los intervalos de duración resultante de la interpolación. La mayor persistencia del manto nivoso (superior a 200 días) se alcanza en el sector SO, cerca del borde del circo, donde el viento acumula cornisas de nieve que con frecuencia superan los 4 m de espesor. El extremo NO y el sector E registran la menor duración (entre 30 y 60 días). Se trata de rellanos muy expuestos a la acción del viento, donde no suelen acumularse es-pesores significativos. Se ha podi-do constatar además la existencia de avalanchas encauzadas por el canal rocoso del sector N. En el tramo superior del canal no se su-peran los 100 días de duración, mientras que en el tramo inferior la duración llega a los 180 días. Una avalancha se habría desen-cadenado en el borde del circo, dejando al descubierto el tramo superior del canal y acumulando un espesor considerable de nieve en el tramo inferior.

CONCLUSIONESEl método propuesto permite determinar con precisión razonable la dura-ción de la cubierta nivosa estacional. Resulta particularmente útil en zonas de montaña de difícil acceso, al permitir realizar un seguimiento automático y continuo del manto nivoso. Además puede suministrar información sobre la existencia de avalanchas de fondo.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiado por los proyectos de in-vestigación REN2003-03292 (Ministerio de Ciencia y Tecnología), PGIDI-T06PXIB239226PR e INCITE09 200 019 PR (Xunta de Galicia).

BIBLIOGRAFÍA

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Figura 3. Mapa de duración total (número de días) del manto nivoso en el sector monitorizado


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EVIDENCIAS MORFOLÓGICAS Y AMBIENTALES DE LA PEQUE-ÑA EDAD DEL HIELO EN LAS CUMBRES DE SIERRA NEVADA:

LA APORTACIÓN DE LOS LIBROS DE ÉPOCA (SIGLOS XVII-XIX)

Gómez Ortiz, Antonio y Oliva Franganillo, Marc

RESUMEN El conocimiento científico de Sierra Nevada fue elaborándose a partir del siglo XVII a partir de descripciones escritas de viajeros y científicos que recorrieron esta montaña. El análisis e interpretación de esta información resulta valiosa para la reconstrucción del significado ambiental y geomorfo-lógico de la Pequeña Edad del Hielo en sus cumbres. Palabras clave: libros de época, Pequeña Edad del Hielo, Sierra Nevada.

ABSTRACTScientific knowledge of Sierra Nevada started to develop during the 17th century taking into account the descriptions left by travellers and scientists that visited the massif. The interpretation of this information is useful to re-construct the landscape evolution of the Sierra Nevada during the Little Ice Age from a geomorphological. Key words: historical documents, Little Ice Age, Sierra Nevada.

INTRODUCCIÓNLa interpretación científica de la documentación de época supone un punto sólido de información para el estudio de la evolución del paisaje. En el caso de

Departamento de Geografía física. Universidad de Barcelona. Barcelona (España), [email protected]

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Sierra Nevada cobra especial relevancia a partir del siglo XVII. La razón radi-ca en el interés que despertó la Sierra entre eruditos y científicos ilustrados y románticos que vieron en ella fuente de riqueza y laboratorio óptimo para el desarrollo de las ciencias, en particular las naturales. Sólo así se explica el im-portante legado escrito realizado por los viajeros que la describieron a lo largo de los siglos XVIII y XIX. El detallado análisis de esta documentación y su pos-terior interpretación científica resulta valiosa para el conocimiento del ambiente glacial y periglacial que debió imperar en las cumbres de Sierra Nevada durante de la Pequeña Edad del Hielo (Gómez Ortiz et al. 2009).

FRÍO Y NIEVE, CONSTANTE EN LA DOCUMENTACIÓN ESCRITALos viajeros y científicos que recorrieron Sierra Nevada, desde época ára-be hasta bien entrado el siglo XX, sobre todo naturalistas y geógrafos, resaltan las adversas condiciones climáticas imperantes en sus cumbres y sus repercusiones en el paisaje, en particular la persistencia del viento, el frío, la nieve y el hielo, incluso en verano. Al respecto, las descripciones y datos que suministran Bermúdez de Pedraza (1639), Fernández Navarre-te (1732), Murillo Velarde (1752), Ponz (1797), Clemente Rubio (1804-1809), Boissier (1837), Madoz (1849), Willkomm (1882), Rute (1889), Bide (1893), Rein (1899), Quelle (1908), etc., en ocasiones completadas con gráficos y esquemas ilustrativos, resultan muy elocuentes. En tal sentido, resaltan las referencias a la existencia de focos de nieves permanentes en los “corrales” (Bermúdez de Pedraza, 1639; Murillo Velarde, 1752), después definidos como hielos (Ponz, 1754) y más tarde como glaciares (Bioissier, 1837); la localización de neveros a cotas bajas en verano (Clemente Rubio 1805-1809); la ausencia de vegetación en cumbres por la acción del viento y el astillamiento y acumulación de bloques al pie de cornisas, junto a nevés (Bide 1893); los témpanos de hielo flotando en estío en las aguas de las lagunas (Madoz, 1849); la organización altitudinal de ambientes bioclimá-ticos (Clemente Rubio 1805-1809); etc. Y todo ello con ejemplificación y localización de parajes.

SISTEMATIZACIÓN DE IDEAS: RESULTADOS Y DISCUSIÓNEl análisis de la información acumulada y su posterior y cuidada interpre-tación en el contexto histórico en que fue elaborada, ha permitido precisar mejor el significado geomorfológico de la Pequeña Edad del Hielo en las cumbres de Sierra Nevada y situar en su espacio montañoso geoformas y procesos ambientales significativos, lo que ratifica, junto a otras fuentes ya utilizadas, la existencia de este periodo frío en el macizo (Rodrigo, 1994; Es-


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teban, 1995; Gómez Ortiz et al., 1996; Oliva, 2009). También ha permitido disponer de nuevos datos relativos al progreso de la ciencia, en particular relacionados con la evolución de ideas y principios en geología y geografía física. Las ideas clave más relevantes a las que nos conduce la labor asu-mida señalan que durante el periodo estudiado (siglos XVII-comienzos del XX) Sierra Nevada incluiría en sus cumbres un tramo altitudinal muy con-siderable dominado por procesos morfogénicos fríos con inclusión de focos glaciares. Los neveros de fusión tardía y los procesos soligelifluidales alcan-zarían cotas relativamente bajas (p.e. Peñones de San Francisco). Las con-cavidades de cumbres estarían salpicadas por pequeños reductos de hielos glaciares arrinconados en cabeceras de barrancos (p.e. Corral del Veleta, Mulhacén, Alhorí). Además, existirían sectores dominados por ventisqueros y permafrost (p.e. Basares del Veleta) y las altas planicies, desprovistas de manto nival perpetuo, conocerían importantes procesos de gelifracción y crioturbación profunda con generación o reactivación de figuras geométri-cas (p.e. Allanada del Mulhacén). Y las laderas y resaltes rocosos conoce-rían importante persistencia de dinámica mecánica y procesos gelifluidales hasta cotas relativamente bajas (p.e. Loma del Tanto).

CONCLUSIÓN: UN PISO PERIGLACIAR CON FOCOS GLACIARESLa interpretación de los datos suministrados a partir de la documentación analizada permite plantear la hipótesis de que durante la Pequeña Edad del Hielo (siglos XVII-inicios del XIX) las cumbres de Sierra Nevada, en su sector más occidental, el de las mayores cotas, presentaría un piso periglaciar más dilatado que el actual, con profusión de procesos mecánicos fríos muy efica-ces y generalizados. Además, incluiría pequeños focos glaciares recluidos en las cabeceras de valles, a ambos lados del cordal cimero, por encima de los 3000 m (Figura 1).

Figura 1. Dos imágenes del Corral del Veleta en verano.

Imagen izquierda, Bide (1893). Fotografía derecha (Gómez Ortiz, 1997)

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Teniendo en consideración observaciones de campo y datos precisos de la estratificación en altura de los ambientes bioclimáticos de la Sierra que hacen Clemente y Rubio (1805-1809) y Boissier (1837), así como de otros datos más puntuales de Rute (1889) y Bide (1893), este piso periglaciar po-dría haberse instalado durante estas fechas a partir de los 2436 m (inicio de los llamados niveles frigidísimo y glacial) cubriendo un desnivel de 1046 m, frente a los 857 m actuales (Gómez et al. 2009). Esta diferencia altitudinal, en torno a los 189 m, supondría la presencia de mayor profusión de proce-sos fríos, superior persistencia de la nieve en el suelo y descenso térmico de 0,92ºC respecto a los actuales 3,79ºC de media anual que se registran en la cota de los 2625 m, que es donde hoy se establece el límite medio inferior de los procesos periglaciares generalizados actuales en Sierra Nevada.

Agradecimientos: Esta investigación se incluye en el Grup de Recerca Paisat-ge i paleoambients de la muntanya mediterrània (2009SGR868). También nuestro agradecimiento al Parque Nacional de Sierra Nevada y a los proyec-tos de investigación del MMA-OAPN, 018/2007 y MICIN, CSO2009-06961.

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Willkomm, M. (1882). Aus den Hochgebirgen von Granada. Versión castellana en “Las sierras de Granada”. Fundación Caja de Granada-Sierra Nevada 95. Granada, 1993.


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HAZARDS FROM LAKES IN HIGH-MOUNTAIN GLACIER AND PERMAFROST REGIONS: CLIMATE CHANGE EFFECTS AND PROCESS INTERACTIONS

Haeberli, W.1, Clague, J.J.2, Huggel, C.1, and Kääb, A.3

ABSTRACTHazards related to glaciers and glacial lakes have been known in high-mountain regions for centuries. The possible influences of permafrost on the stability of steep mountain flanks, however, have only been recognized in the past few de-cades. Scientific assessments of glacier hazards for planning and remediation require thorough analysis of complex phenomena and systems, commonly with limited data and information. A special challenge is to understand the conse-quences of recent and ongoing atmospheric warming on the cryosphere, which may lead to situations without historical or even Holocene precedence. A fur-ther complication is the occurrence of potentially catastrophic process chains. We provide a brief overview of presently existing knowledge and understanding with respect to glacial lakes in high-mountain environments, focusing on hazard assessment, physical processes, and challenges for future basic and applied research. Key words: High mountains, ice-related hazards, glaciers, permafrost, gla-cial lakes, climate change impacts, floods, rock and ice avalanches, process chains.

1 Geography Department, University of Zurich, Zurich, Switzerland, [email protected]; [email protected]. 2 Department of Earth Sciences, Simon Fraser University, Burnaby, Canada, [email protected]. 3 Department of Geosciences, University of Oslo, Oslo, Norway, [email protected]

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GLACIERS, PERMAFROST AND LAKES IN A WARMING CLIMATESurface and subsurface ice in high mountainsGlacierized high-mountain environments present a variety of natural hazards that have been long studied by researchers around the world (e.g. Haeberli 1983; Clague and Evans 2000). The primary goals in assessing high-mountain hazards are to (1) gain an overview of all hazardous phenomena and pro-cesses, (2) collect data and set priorities concerning steps to be taken, (3) define responsibilities, (4) clarify the acceptable risk and (5) establish reliable observational and monitoring systems. Methods have been developed to assess these hazards and the risk they pose (e.g., Reynolds 1998; Huggel et al. 2004; McKillop and Clague 2006) and, in some instances, successful mitigation mea-sures have been taken (Reynolds et al. 1998; Haeberli et al. 2001). In contrast, complex thermal conditions (Noetzli and Gruber 2009) and rock-wall instabil-ity caused by warming permafrost (e.g. Gruber and Haeberli 2007) have been recognised only recently. It has become clear that an integrated assessment of glaciers, permafrost and their interactions is needed (Kääb et al. 2005a,b; Haeberli 2005; Huggel et al. 2008), especially given the recent and continuing impacts of atmospheric warming on the alpine cryosphere (Evans and Clague 1994; WGMS 2008). New and emerging lakesGlacier thinning and retreat has led to the formation of numerous new lakes in high-mountain regions, and many other lakes are likely to form in the future with continued glacier shrinkage. Methodologies have recently been developed to predict sites with over-deepened glacier beds where new lakes may form in the future (Frey et al. 2010; Linsbauer et al. 2009). These new lakes are attrac-tive for tourism and hydropower development but may also constitute serious hazards. The following discussion focuses on existing or newly forming lakes.

PROCESSES AND INTERACTIONS RELATED TO GLACIAL LAKESTo properly evaluate hazards posed by alpine glacial lakes, systematic infor-mation must be collected on lake types, dam characteristics, outburst mecha-nisms, down-valley processes and possible cascades of processes. 2.1. Lake types and dam characteristicsGlacial lakes can be proglacial, englacial, subglacial, supraglacial, ice-marginal or periglacial. Lakes of the last type are not in contact with active glaciers, but are often associated with dead glacier ice or ground ice in permafrost. Lake dams can consist of weak or strong bedrock, competent glacier ice, highly frac-tured or crevassed ice produced by glacier surges or ice avalanches, dead and


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sometimes buried glacier ice, moraines (frozen, unfrozen, consolidated, loose) or material deposited by mass movements, including rock or ice avalanches, landslides, debris flows and creeping permafrost (rock glaciers). Geophysical sounding techniques, notably electrical resistivity and seismic refraction tech-niques, can help define dam characteristics.2.2. Outburst mechanisms and down-valley processesLake outbursts can be triggered by impulse waves produced by ice or rock ava-lanches or landslides from lateral or end moraines. Other causes include over-topping of dams, progressive enlargement of subglacial drainage channels in ice dams, sudden collapse of dams consisting of broken ice, and moraine breach-ing. Moraine breaching may be caused by groundwater flow (piping), retrogres-sive erosion, or slope failure, all related to high water levels or, in the case of piping, to extraordinary hydraulic gradients or exceptional porosity caused, for example, by the presence of cavities produced by melt of dead ice or massive ice in permafrost. Highest peak discharges result from impulse waves or mas-sive overtopping, the sudden collapse of broken-ice dams and the breaching of moraine dams. An outburst can produce either a flood or debris flow depending on the down-valley channel gradient and the type and availability of sediment on the valley floor, or intermediate types of flow.2.3. Slope instabilities and process chainsSlope instabilities capable of producing impact waves or causing expulsion of large water masses from lakes include ice avalanches from steep hanging gla-ciers, rock avalanches from steep mountain walls with degrading permafrost, combined rock and ice avalanches, moraine failures caused by glacier de-but-tressing or large debris flows. Useful models exist to simulate plausible ava-lanche or landslide trajectories and corresponding hazard zones (Evans et al. 2009, Hungr and McDougall 2009, Noetzli et al. 2006). However, determination of potential detachment zones and forecasting when failure events will occur remain problematic. In addition, special consideration must be given to pro-cess cascades, involving a series of lakes or flow transformation in rapid mass movements. Rock falls or rock avalanches onto glaciers may have especially long travel paths due to reduced basal friction, elevated basal water pressures caused by melt of snow and ice, incorporation of snow and ice into the debris, and flow funnelling induced by lateral moraines (Evans and Clague 1988).

FUTURE SCENARIOS AND CHALLENGES FOR RESEARCH AND CONSULTINGMost assessments of natural hazards focus on the near future, commonly a few decades ahead. This time period is likely to be one characterised by continuing,

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if not accelerating, atmospheric temperature rise. In this context, reflections on the stability and potential use of high-mountain lakes involve three perspec-tives: the science perspective (natural phenomena, processes, interactions); the technology and engineering perspective; and the policy and decision-mak-ing perspective. Although the latter two perspectives are important, the focus here is on natural phenomena, processes and interactions. The technology/en-gineering perspective relates to questions of feasibility and possibilities such as multi-purpose infrastructure (e.g. combined hydropower production and hazard protection with artificial dams). The policy/decision-making perspective consid-ers natural hazards in the context of other threats and challenges, which may necessitate difficult choices of priorities. The temporal dimension of the devel-opment and lifetime of new lakes can differ widely. The typical moraine lakes are on the one end of the scale (development over years and decades), lakes dammed by ice or rock avalanches or landslides on the other end. There are also lakes in between such extremes. In parts of the Tien Shan, for instance, lake outbursts from moraine lakes that developed over just a few weeks are not uncommon and were quite devastating (Narama et al. 2010). The differences in time scale pose strikingly different challenges on all three levels of decision-making: science, engineering, policy.3.1. GlaciersChanges in the form and thickness of glaciers resulting from atmospheric tem-perature rise can be realistically modelled using modern satellite-based glacier inventories and digital terrain models. Confidence in model output is high for timescales of a half century to a century, at least for alpine glaciers and with given emission and climate scenarios. Uncertainty mainly relates to transient effects due to non-equilibrium responses. Simple “cut-off techniques” assum-ing step changes between steady-state conditions with instantaneous ice loss ignore such transient effects and, hence, provide an upper limit for rates of change (Paul et al. 2007). Flow models assuming continuous, active retreat include transient effects but require detailed data input and provide a lower limit for rates of change, because predominantly positive feedbacks (albedo de-crease, lake formation, subglacial melting, disintegration and collapse) amplify down-wasting (Paul et al. 2004). 3.2. PermafrostAlpine permafrost is an important consideration, especially with respect to slope stability, ice avalanching and debris input into river systems, but is too often still ignored in hazard assessments. Spatial simulations of alpine permafrost occur-rence, with different levels of sophistication, are possible and, in some cases, have been done (Noetzli et al. 2007). They indicate probabilities of occurrence of


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permafrost and provide rough estimates of its thermal state. Knowledge of the distribution and thermal properties of permafrost is helpful in analysing land-forms, forecasting landscape evolution and predicting the sensitivity of slopes to climate change. Most importantly, such simulations increase awareness of subsurface ice, which is not directly visible.3.3. Slope stabilitySlope stability in high-mountain regions is controlled by a number of factors, notably ground surface steepness, lithology, geological discontinuities, and sur-face and subsurface ice conditions (Fischer and Huggel 2008). Of these factors, ice conditions are the most rapidly and drastically changing due to atmospheric warming. They are, therefore, of primary concern in assessments of changing hazard potential. De-buttressing of steep moraine or rock slopes following gla-cier retreat or down-wasting is accompanied by reorientation of stress fields in the affected slopes (Eberhardt et al. 2004). Another important effect is the de-crease in the strength of rock/ice mixtures in permafrost slopes when subsur-face temperatures approach 0oC (Harris et al. 2009). These two processes can occur independently of each other or in combination; in a general sense, they increase the probability of rock and ice avalanches on affected slopes. They are especially important in cases where landslides and rock avalanches might enter existing or newly forming lakes and generate far-reaching flood waves and de-bris flows (Kershaw et al. 2005).3.4. River sedimentsSediment flux in river systems is strongly influenced by exposure of loose mo-raine material due to glacier wastage and by deeper or even complete thaw of perennially frozen glacial debris and talus. New exposure of erosion-susceptible sediment sources can increase sediment loads in rivers or trigger debris flows. Notably, large debris flows can form during breaching of moraine dams (Clague and Evans 2000, Haeberli et al. 2001).3.5. Interconnectivity of systemsThe hazardous processes can interact with each other and with less climate-sensitive parts of the involved geomorphic system. Worst-case scenarios are possible and have happened: disasters have resulted from cascades of pro-cesses rather than single phenomena. For example, an ice or rock avalanche into a lake will produce an impact wave that may breach a moraine, drain the lake and trigger a massive debris flow that dams a river kilometres away (cf. Fig. 1). An integrated system approach must therefore be applied to avoid over-looking important processes (Huggel et al. 2004). Uncertainties in all stages of the process cascade are considerable. Actually, uncertainties also cascade, i.e. get larger along the process chain. Systematic and detailed observations are

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essential for objective and sound assessments (Kääb et al. 2005a). The design of appropriate observational systems is thereby greatly facilitated by modelling scenarios of possible developments. Depending on

Figure 1: An integrative perspective on different high-mountain mass movement hazards and their interactions under impacts of climate change (adapted from the situation at Lower Grindelwald glacier). Landslide in bedrock (1a) and moraine (1b) due to de-buttressing effects from glacier retreat since the Little Ice Age. Ice avalanches from polythermal steep glaciers due to increasing firn and ice temperatures (2a), and from dis-sected temperate steep glacier parts (2b). Rock fall and avalanches in relation with permafrost degradation (3a). Regular rock fall from areas

of warm bedrock permafrost (3b) fueling debris flow (4) initiation zones. Lake formation (5) due to glacier retreat or down-wasting, posing outburst floods hazards that are exacerbated by potential impact from multiple mass movement processes. feasibility and urgencaspects,

the methodology can range from periodic site visits to application of sophisticated terrestrial and space-based surveying technologies

CONCLUSIONS AND RECOMMENDATIONSForecasting effects of climate change on hazardous processes in high-mountain glacier and permafrost environments requires analysis of complex situations. A checklist of involved processes and phenomena may prevent forgetting or over-looking important aspects of such situations. Because interactions and process chains must be considered, integrated and comprehensive approaches must be used. Commonly, event sequences in Earth’s rapidly changing mountain environments may have few or no analogues in historical or even Holocene time, requiring future-oriented and scenario-based calculations and measures. Because such work is policy-oriented, an essential challenge will be to use the best-available scientific and technical knowledge and understanding, but to convey it in a policy arena in a language understandable to non-specialists.


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Acknowledgments: This short text and the corresponding presentation are a fol-low-up to a keynote presentation and discussions at the International Workshop “Glacier Hazards, Permafrost Hazards and GLOFs in Mountain Areas: Process-es, Assessment, Prevention, Mitigation”, Vienna, 10–13.11.2009. We thank the workshop participants for their shared experience, knowledge and constructive thoughts on what is proving to be a difficult challenge in applied geoscience.

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447

DATACIÓN DE ALUDES DE NIEVE EN EL PIRINEO CENTRAL PROYECTO AVDENPYR

Muntán, Elena1, Chueca, Javier2, Julián, Asunción2, Oller, Pere3, Barriendos, Mariano4 y Gutiérrez, Emilia1

RESUMEN La dendrogeomorfología en combinación con otras fuentes de información se está utilizando para la datación de eventos de aludes de nieve en el Pi-rineo central (proyecto AVDENPYR, CGL2007-62614/BTE). La aplicación de esta técnica en el Barranco de Las Fajas (Sallent de Gállego, Huesca) ha permitido identificar diez años de aludes entre 1933 y 2009. La frecuencia es, por lo tanto, de al menos un alud cada ocho años. Mediante la dendro-geomorfología también es posible distinguir los aludes por su extensión. Así, se detectó un evento ocurrido en 1970-1971 de dimensiones semejan-tes al gran alud que fue observado en 2007-2008.Palabras clave: Dendrogeomorfología, aludes de nieve, Pirineos.

ABSTRACTDendrogeomorphology in combination with other data sources is being used to date snow avalanche events in Central Pyrenees (AVDENPYR project, CGL2007-62614/BTE). The application of this technique in Barranco de Las Fajas (Sallent de Gállego, Huesca) allowed us to identify ten avalanche years between 1933 and 2009. Therefore avalanche frequency is at least one ava-

1 Dept. d’Ecologia, Facultat de Biologia, Universitat de Barcelona, Barcelona, [email protected]. 2 Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio, Facultad de Filosofía y Letras, Universidad de Zaragoza, Zaragoza, [email protected], [email protected]. 3 Institut Geològic de Catalunya, Barce-lona. 4 Dept. d’Història Moderna, Facultat de Geografia i Història, Universitat de Barcelona, Barcelona.

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lanche every eight years. By means of dendrogeomorphology, avalanche size can also be recognized. Thus an event which took place in 1970-1971 had similar dimensions to the large avalanche observed in 2007-2008.Key words: Dendrogeomorphology, snow avalanches, Pyrenees.

INTRODUCCIÓNEl estudio de la dinámica de aludes de nieve conlleva el análisis de los even-tos de aludes del pasado. Hay diferentes fuentes a partir de las cuales se puede obtener información sobre acontecimientos de aludes, como son: la comparación de fotografías aéreas de diferentes años, las encuestas a la población, la consulta de documentos históricos y la dendrogeomorfología. El proyecto AVDENPYR, que se desarrolla en el Pirineo central, persigue la datación de eventos de aludes y la cartografía de las dimensiones que pu-dieron alcanzar utilizando las citadas aproximaciones. Uno de los objetivos finales es la identificación de inviernos de aludes que hayan afectado a gran parte de la cordillera.En este trabajo presentamos el análisis llevado a cabo en una de las seis localidades del proyecto y el tipo de información que se puede obtener con el empleo de la dendrogeomorfología en relación con la datación y las di-mensiones de los eventos de aludes.

SITUACIÓNLa zona de aludes del barranco de Las Fajas desciende desde el pico de Mu-sales (2590 m s.n.m.) hasta el fondo del valle del río Aguas Limpias (1452 m s.n.m.), cerca del embalse de La Sarra (Sallent de Gállego, Huesca). En la primavera de 2008, el 23 de abril, se desencadenó un alud de dimensio-nes mayores que las habituales. Según Cuchí et al. (2009) se tenía noticia de aludes hacia 1970 y 1964, y de un evento que destruyó innumerables pinos en 1950. El alud de 2008 desbordó lateralmente en su trayecto me-dio, arrasando un tramo de bosque maduro (Figura 1).


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Figura 1. Localización de la zona de aludes de Las Fajas. Sectores: A) Zona de salida; B) Zona de trayecto; C) Zona de lle-gada (según Chueca et al, 2009). La flecha indica el sector lateral de desbordamiento del alud de 2007-2008

METODOLOGÍASe recogieron datos y muestras de 79 árboles (pino negro, Pinus uncinata Ramond ex DC. in Lam. et DC. y pino albar, P. sylvestris L.) en la zona de aludes y cercanías. Se prepararon y analizaron siguiendo los procedimientos validados en un proyecto anterior, según Muntán et al. (2004). La toma de decisión sobre la ocurrencia de un alud en el pasado se realizó teniendo en cuenta un número mínimo de 20 individuos muestreados y un porcentaje suficiente de árboles con señales de perturbación del crecimiento en sus ani-llos –un 20 % según Butler y Sawyer (2008)- que, a la vez, mostrasen una distribución espacial en coherencia con la morfología de la zona de aludes.

RESULTADOSEn la figura 2 se presenta el histograma de frecuencias de árboles con se-ñales de perturbación en sus anillos de crecimiento por años. Las temporadas con una elevada proporción de señales fueron: 1940-41, 1946-47, 1951-52, 1960-61, 1970-71, 1978-79, 1985-86, 1995-96, 2002-03 y 2007-08, y se han considerado años de avalanchas. El alud de 1970-71 fue de grandes dimensiones y tuvo un recorrido similar al de 2007-08.

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Figura 2. Histograma de frecuencias de árboles con señales dendrocronológicas. En negro, los años de aludes determinados por dendrogeomor-fología. Las flechas indican las temporadas en que el alud desbordó lateralmente, correspondiendo a aludes de dimensiones extraordinarias

CONCLUSIONESLa dendrogeomorfología ha permitido identificar diez temporadas de aludes para el periodo 1932/33 – 2008/09 en el barranco de Las Fajas. Además, ha sido posible distinguir un evento anterior al alud de 2007-08 que tuvo un recorrido similar a éste en 1970-71. A la vista de los resultados, se puede aproximar una frecuencia mínima de un alud cada ocho años. La detección de eventos combinando la dendrogeomorfología con otras fuentes de infor-mación permitirá distinguir los años de aludes de cada localidad del proyec-to y la comparación de los resultados de todas las zonas, los años de aludes de alcance regional. Todo ello son datos fundamentales para la mejora del conocimiento de la peligrosidad del fenómeno.

Agradecimientos: proyecto CGL2007-62614/BTE financiado por el Ministe-rio de Ciencia e Innovación.

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MODELADO GLACIAR Y PERIGLACIAR EN EL MONTE OCHI, SUR DE LA ISLA DE EUBEA (GRECIA)

Peña-Monné, José Luis1, de Dapper, Morgan2, Constan-te, Ana3, de Vliegher, Beata2 y Pavlopoulos, Kosmas4

RESUMEN Aunque hay un buen conocimiento de la extensión de las formas de génesis fría en el ámbito mediterráneo, todavía hay espacios desconocidos, en los que sorprende su baja altitud y latitud. Es el caso del macizo de Ochi (sur de la isla de Eubea), con 1398 m de altitud y 38º02’ de latitud, en el que se conservan restos cuaternarios glaciares y periglaciares de una gran nitidez. Pese a no disponer de datos cronológicos, es posible correlacionarlos con las etapas frías establecidas para zonas montañosas cercanas.Palabras clave: Mar Egeo, morrenas, protalus rampart, Cuaternario.

ABSTRACTAlthough the Mediterranean extension of cold genesis landforms is well known, there are still unidentified places at a surprising low altitude and latitude. One of this is the Ochi Mountain (south Evvia island), at 1398 m high and 38º02’ latitude, where glacial and periglacial quaternary well defined remains persists. Despite the absence of chronological dating, we can correlate them with the coldest stages established at the nearby Mediterranean mountains.Key words: Aegean sea, moraines, protalus rampart, Quaternary.

1 Dpto. de Geografía y Ordenación del Territorio. Universidad de Zaragoza. 50009. Zaragoza (España). [email protected]. 2 Dept. of Geography. Ghent University. Krijgslaan, 281 (S8). B-9000 Gent (Bélgica). [email protected]. 3 Instituto Pirenaico de Ecología. C.S.I.C. Avda. Montañana, 1005. 50059 Zaragoza (España)[email protected]. 4 Dept. of Geography. Harokopio University. 70 El. Benizelou St. 17671 Athenas (Grecia). [email protected]

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INTRODUCCIÓNLa isla griega de Eubea está situada en el Mediterráneo oriental, al Este de la península del Ática. La isla es muy montañosa, con alturas que superan los 1000 m en la mayor parte de su extensión, destacando el macizo cen-tral de Dirfus, con 1743 m y, en el extremo meridional, el Monte Ochi, con 1398 m (Fig. 1), que se eleva bruscamente sobre el profundo entrante de la bahía de Karystos. El objeto de este trabajo es el reconocimiento y cartografía de las formas glaciares y periglaciares existentes en el macizo de Ochi. Se han empleado fotografías aéreas y mapas topográficos y geológicos, complementados por trabajo de campo que han permitido elaborar un mapa geomorfológico de detalle, del que aquí se presenta un pequeño esquema (Fig. 1).

ÁREA DE ESTUDIO

Figura 1. Esquema de situación y Mapa geomorfológico del Monte Ochi, con los principales restos de la actividad de los proce-sos fríos cuaternarios. 1: Unidad inferior (amfibolitas, con esquistos, cuarcitas, mármoles y gneiss). 2: Unidad superior (esquis-

tos y mármoles). 3: Fallas. 4: Crestas de divisoria. 5: Límite del circo. 6: Curvas de nivel. 7: Cumbre. 8: Morrena antigua. 9: Gla-ciar rocoso. 10: Block streams. 11: Mud flow. 12: Protalus rampart etapa 1. 13: Protalus rampart etapa 2. 14: Red fluvial

Abarca la vertiente SE del Monte Ochi, en la cabecera del valle de Plata-nistos. Las alturas oscilan entre los 600 y 1398 m, en una zona de escasa cobertura vegetal, ya que ha sido muy afectada secularmente por los incen-


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dios. Sin embargo, en el interior del circo de Ochi, se conserva todavía un espléndido bosque de castaños con un sotobosque denso de helechos, en el que la nieve permanece durante varios meses en invierno. Geológicamente este sector de la isla pertenece al Macizo Ático-Cicládico (Manto Tectónico Neohelénico), que se compone de rocas metamórficas, con diferente grado de intensidad (Latsoudas y Triantaphyllis, 1997). Pode-mos diferenciar dos unidades generales: La base se compone de anfibolitas y esquistos anfibólicos, junto con cuarcitas. Localmente aparecen cuerpos de gneiss, ofiolitas y capas de mármol. Son rocas de tonalidades verdosas y grisáceas y forman la parte más elevada del macizo. La serie superior esta formada por metaesquistos, mármoles y esquistos cuarcíticos. Los esquis-tos, localmente muy alterados, se comportan como materiales poco resis-tentes, mientras que los niveles de mármol, gneiss y esquistos cuarcíticos generan morfologías más escarpadas.

RESULTADOS Las formas diferenciadas son tanto de carácter erosivo como acumulativo. Un gran escarpe de gneiss y anfibolitas conforma el límite superior, por encima de los 1200 m, del circo del Ochi. A su pie permanecen activos en la actualidad los procesos de desprendimiento de grandes bloques, pero también es posible apreciar antiguos pulimentos y estrías sobre morfologías de rocas aborregadas de escaso relieve. En la zona baja de estos materia-les geológicos y en el inicio de los afloramientos de esquistos y mármoles, entre los 890 y 1085 m, se extienden las formas acumulativas glaciares y periglaciares. Dos cerros alargados (80-100 m), situados a ambos lados del cauce princi-pal que desciende del Monte Ochi, constituyen las dos acumulaciones más antiguas: dos morrenas glaciares (m, en la Fig. 1) a alturas de 980-1025 m, que formarían los márgenes de una lengua de hielo. Están formados por unos 15 m de grandes bloques, algunos superando los 12 m de eje mayor y con posiciones laterales imbricadas (45-50º), junto con gravas de litologías variadas y con muestras de cierto rodamiento, así como pequeñas estrías. Entre las dos morrenas y en posición más baja (a 890 m), aparece una nue-va acumulación que interpretamos como perteneciente a un glaciar rocoso (gr en la Fig. 1), formado por bloques y abundante material fino. A partir del cordón terminal del glaciar rocoso se localizan dos acumulacio-nes superpuestas: por una parte, una gran colada fangosa o mudflow de 1250 m de longitud y forma lobulada, que termina a unos 600 m de altitud, en el interior del valle principal. Se compone casi únicamente de material

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arcilloso. Por encima de ella, se ha instalado un gran block stream, dividido en dos tramos paralelos, formados básicamente por grandes bloques angu-losos con matriz arcillosa. Ambas acumulaciones son posteriores a la etapa del glaciar rocoso, ya que lo cortan en su arco frontal. Por último, hay que destacar también el buen desarrollo de dos etapas de morrenas de nevero o protalus rampart, situadas más al este, formando dos cordones paralelos de grandes bloques imbricados, a 1065 (pr1) y 1085 m (pr2) de altura, de-jando sendas depresiones en su parte trasera.

CONCLUSIONES La ordenación espacial de las formas diferenciadas permite establecer la existencia de una primera etapa fría, con formación de morrenas laterales de un pequeño glaciar (Fase 1); a este momento puede pertenecer también el protalus rampart 1. En una segunda etapa, tras el encajamiento del valle unos 100 m, se formó un glaciar rocoso (Fase 2), al tiempo que en la ladera se establecía el protalus rampart 2, en un ambiente ya puramente perigla-ciar de montaña. Una etapa fría posterior (Fase 3) generó el desarrollo de las coladas de mudflow y el blockstream. En ausencia de dataciones, cree-mos que la Fase 1 tiene que ser una etapa fría muy antigua, seguramente anterior al último ciclo glaciar, habiéndose descrito en muchos puntos del ámbito mediterráneo (Hughes et al., 2006 y Hughes y Woodward, 2008). Sin embargo, las dos fases posteriores habría que situarlas dentro del ciclo würmiense, con formas periglaciares similares a las que señalan Hughes et al. (2003) en otras zonas de Grecia.

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MORFOMETRÍA DE FIGURAS GEOMÉTRICAS PERIGLACIARESHEREDADAS EN EL COLLADO DE LOS MACHOS (SIERRA NEVADA)

Salvador Franch, Ferran1, Salvà Catarineu, Montserrat1, Gómez Ortiz, Antonio1, Sanjosé Blasco, José Juan de2 y Atkinson, Alan D.J.2

RESUMENSe analiza la morfotopografía de figuras geométricas periglaciares en el Co-llado de los Machos (Sierra Nevada) a partir del levantamiento topográfico, análisis de campo y tratamiento geoestadístico de 33 unidades en una par-cela experimental de 296 m2. La distribución de la morfología y la geometría de las figuras muestreadas confirma su directa relación con la variación de la pendiente topográfica.Palabras clave: Figuras geométricas, GPS, morfometría, Sierra Nevada

ABSTRACTWe analyze the morphotopography of periglaciar patterned grounds in the Collado de los Machos (Sierra Nevada) from topographical survey, field analysis and geostatistical processing of 33 entities placed in a 296m2 expe-rimental area. The morphology’s pattern and the sampled entities geometry confirm a direct relationship with the topographic slope changes.Key words: GPS, morfometry, patterned ground, Sierra Nevada

1 Departament de Geografia Física i A.G.R., Universitat de Barcelona, [email protected]. 2 Departamento de Expresión Gráfica, Universidad de Extremadura, Cáceres

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INTRODUCCIÓNLas figuras geométricas son modelados muy significativos en ambientes pe-riglaciares. Se presentan desde las regiones subpolares hasta la alta monta-ña tropical (Washburn, 1973; Pissart, 1987). En Sierra Nevada predominan las de tipo heredado y actual en las altiplanicies de moderada pendiente. Un ejemplo modélico de las primeras se encuentra en el collado del Cerro de los Machos, ya citado en diversas ocasiones (Gómez Ortiz et al., 2002, 2006) aunque no descrito en detalle.

EL COLLADO DE LOS MACHOSEste collado, labrado en micaesquistos feldespáticos, a 3.297 m de altitud, forma parte de la línea de cumbres de Sierra Nevada que une el pico del Veleta (3.398 m) con el cerro de los Machos (3.327 m) (Fig. 1). Durante el glaciarismo cuaternario debió actuar a manera de superficie de crioplana-ción, donde se desarrollaron intensos procesos periglaciares responsables de la diversidad de formas creadas, sobre todo, figuras geométricas en su sector más nivelado. En la actualidad se comporta como un medio peri-glaciar de desnivación repetitiva por efecto eólico. Su temperatura media anual es de 0 ºC y se registran en torno a 50 días al año con ciclos de hielo-deshielo en los niveles superiores del suelo.

Figura 1. Área glaciada de Sierra Nevada y localización del collado de los Machos

OBJETIVO, INSTRUMENTACIÓN Y MÉTODOSEl objetivo central de este estudio es caracterizar morfométricamente las figuras geométricas citadas y establecer la relación que existe entre su morfología (deformación perimetral) y el valor de la pendiente topográfica en la que se inscriben. Para ello se seleccionó una parcela experimental en el collado de los Machos donde se obtuvieron (levantamiento topográfico) los parámetros morfométricos que definen los centros terrosos de dichas


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figuras geométricas. Las características del collado, instrumentación y mé-todo de trabajo utilizados se resumen en las tablas 1 y 2:

Tabla 1. Contexto y características del área de muestreo morfométrico

Tabla 2. Instrumentación y metodología usada para el análisis morfométrico

RESULTADOS Y DISCUSIÓNLos resultados de mayor interés se sintetizan en la figura 2 y tabla 3. Las figuras geométricas identificadas son de medidas métricas y decamétricas y componen tres tipos de conjuntos: círculos de piedras (pendiente 2-4º), elipses de piedras (pendiente 5-6º) y figuras de transición a suelos estria-dos (pendiente 7-8º); todos ellos sin funcionalidad y dispuestos simétrica-mente, en ambas vertientes, a partir del punto más elevado del collado. En los puntos de coalescencia entre figuras, en sus ejes pedregosos, se forman rosas de piedras (Fig. 2).La tabla 3 permite relacionar el tipo, forma y posición de las figuras con los índices morfométricos calculados (Morgenstern et al., 2008). Así, los círcu-los de piedras (con menor S, Pr, Pd, L, iE y mayor iC) se sitúan en ámbitos llanos o de menor pendiente (collado), mientras que las elipses y figuras

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de transición a suelos estriados (con mayor S, Pr, Pd, L, iE y menor iC) se fijan en los sectores de mayor inclinación encarados a los valles. Todo ello muestra que hay diferencias significativas (p<0,0001) entre la morfología y la pendiente topográfica en los sectores estudiados.

Figura 2. Esquema de distribución y algunos ejemplos de las figuras muestreadasA: círculo de piedras (22); B: rosa de piedras; C: transición a suelo estriado (13)

A

B

C

B


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Tabla 3. Parámetros morfométricos de las figuras geométricas (centros terrosos)

CONCLUSIONESEl método e instrumentación usados se ha mostrado eficaz para la carac-terización morfométrica de las figuras geométricas estudiadas y permite, también, un tratamiento geoestadístico que confirma el papel determinante de la pendiente en la tipología y tamaño de ellas.

Agradecimientos: El trabajo se inserta en el proyecto 018/2007 del Orga-nismo Autónomo Parques Nacionales (Ministerio de Medio Ambiente).

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461

DINÁMICA COMPARADA DE LOS GLACIARES ROCOSOS DE DOESEN (ALPES AUSTRIACOS), POSETS (PIRINEOS CENTRALES)

Y CORRAL DEL VELETA (SIERRA NEVADA) EN EL PERIODO 2001-2009

Sanjosé, José Juan de1, Kaufmann, Viktor2, Gómez-Ortiz, Antonio3, Serrano, Enrique4, Atkinson, Alan D.J.1,

Salvador-Franch, Ferran3 y González-Trueba, Juan José5

RESUMENLos glaciares rocosos en montañas de latitudes medias son sensibles a las variaciones del clima y la comparación de sus movimientos puede dar infor-mación valiosa sobre el denominado Cambio Global en nuestras montañas. En este artículo se realiza un estudio comparado (2001-2009) de tres gla-ciares rocosos: Doesen (Alpes austriacos), Posets (Pirineo central) y Corral del Veleta (Sierra Nevada) mediante el control de su dinámica con técnicas geomáticas. Los tres glaciares rocosos muestran movimientos horizontales y verticales significativos, aunque diferenciados.Palabras clave: Geodesia, glaciar rocoso, morfotopografía, sistema de po-sicionamiento global (GPS).

ABSTRACTRock glaciers of mid-latitude mountains are a very sensitive feature to cli-mate changes. The comparasion of their movements provides useful infor-mation on the so-called Global Change in the European temperature moun-tains. In this paper, we present a comparative study of the surface dynamic of three rock glaciers between 2001 and 2009: Doesen (Austrian, Alps), Posets (central Pyrenees) and Corral del Veleta (Sierra Nevada). Geomatics techniques have been applied to control the horizontal and vertical move-

1 Departamento de Expresión Gráfica. Universidad de Extremadura, Cáceres. [email protected]. 2 Institute of Remote Sensing and Photogram-metry. Graz University of Technology (Austria). 3 Departamento de Geografía Física y Análisis Geográfico Regional. Universidad de Barcelona.

4Departamento de Geografía. Universidad de Valladolid. 5 Departamento de Geografía. Universidad del País Vasco

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ments. The three rock glaciers show differential displacemets but also de-note a certain annual synchrony.Key words: Geodesy, global positioning system (GPS), morpho-topogra-phy, rock glaciers.

OBJETIVOSLos glaciares rocosos son buenos indicadores del clima actual y resultan sensibles a las variaciones de éste, particularmente en los de montañas de latitudes medias. En este artículo hacemos referencia y comparamos los resultados de los desplazamientos obtenidos en tres glaciares rocosos durante el periodo 2001-2009, Doesen (Alpes austriacos), Posets (Pirineos centrales) y Corral del Veleta (Sierra Nevada-Béticas), instalados en dife-rentes latitudes y contextos geográficos (fig. 1).

Figura 1. Panorámicas de los glaciares rocosos de Doesen, Posets y Corral del Veleta

MARCO GEOGRÁFICOGlaciar rocoso de Doesen (Alpes austriacos, 46º59’12” N; 13º17’08” E). Se localiza en el grupo montañoso de Ankogel, en el Parque Nacional de Hohe Tauern, en Austria, entre los 2.339 m y los 2.650 m, en orientación oeste-este. Su espesor es de 30-40 m, según tramos. Sus dimensiones son: 1000 m de largo y 150-300 m de ancho. Su frente mantiene una pendiente aproximada de 40º. Para la determinación de su movimiento se colocaron 34 puntos fijos en su superficie.Glaciar rocoso de Posets (Pirineos centrales, 42º39’32” N; 0º26’49” E). Se localiza en la vertiente oriental del macizo del mismo nombre, en el Pirineo aragonés, entre los 2.995 m del frente y los 3.060 m de altitud de la raíz, con orientación noreste. Se trata de un glaciar rocoso complejo alimentado por derrubios morrénicos e intromisiones de hielo del glaciar de Posets. Su


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anchura media es de 200 m y su pendiente presenta 7º en la raíz, 15º en la parte alta, 24-30º en la central y 40º-45º en el frente. Su longitud es de 400 m. El número de puntos fijos en superficie es de 10.Glaciar rocoso del Corral del Veleta (Sierra Nevada, 37º03’33” N; 3º21’47” W). Este pequeño glaciar rocoso se fija por encima de los 3.050 m, en la cabecera del barranco del Guarnón, al abrigo de una pared rocosa. Adopta forma de “L”. Se alimenta de desprendimientos rocosos de la pared, que pronto pasan a coladas de bloques y, posteriormente, a lenguas y arcos coalescentes. Posee una longitud de 109 m y una anchura media de 35. Su pendiente oscila entre 45º en el frente y 20º en la parte central. En el año 2001 se instalaron 27 puntos fijos en superficie.

METODOLOGÍAEl control geodésico de los tres glaciares rocosos ha consistido en la medición del desplazamiento y hundimiento del cuerpo detrítico. Ello se ha realizado a partir del control de los puntos fijos instalados sobre sus superficies. La toma de datos se ha realizado con estación total o GPS “diferencial”, desde estaciones topográficas estables ubicadas fuera de los glaciares rocosos. El margen de error admitido en cada una de las mediciones y para cada punto fue de ±3 cm. Los puntos fijos se han controlado en dos ocasiones en cada campaña y si el margen de error del punto controlado superó el establecido (±3 cm) éste fue “reocupado” y nuevamente controlado.

RESULTADOSResultados parciales ya han sido publicados en distintos artículos anteriores (Kaufmann et al., 2006; Gómez-Ortiz et al., 2008, Serrano et al., 2009). Ahora nos interesa contrastar los desplazamientos medidos por sectores en cada uno de los glaciares controlados (tablas 1, 2 y 3. En las columnas de años el primer valor se refiere al desplazamiento horizontal, el segundo, al desplazamiento vertical).

Tabla 1. Movimiento del glaciar rocoso de Doesen (Alpes austriacos) (en cm)

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Tabla 2. Movimiento del glaciar rocoso de Posets (Pirineo Central) (en cm)

Tabla 3. Movimiento (cm) del glaciar rocoso del Corral del Veleta (Sierra Nevada)

INTERPRETACIÓN DE LOS RESULTADOS Y CONCLUSIÓNEl análisis de los datos muestra movimientos horizontales y verticales en todos los glaciares rocosos lo cual denota el carácter activo de todos ellos, aunque con dinámica diferenciada. La presencia de movimiento vertical ne-gativo tan acusado en el Corral del Veleta está asociado a la degradación de la masa helada (hielo glaciar relicto y permafrost) en la que se asienta el cuerpo del glaciar rocoso (Gómez Ortiz et al., 2008). En los casos de Po-sets y Doesen debe comenzar a suceder algo similar, aunque con valores de magnitud menos notorios, según muestran los datos respectivos de los distintos controles. Como resultado y conclusión principal debemos indicar que las características locales de cada glaciar rocoso y su emplazamiento ambiental (latitud, envergadura del macizo, altitud, morfotopografía, clima actual,...) condicionan su dinámica, a juzgar por los valores diferenciados obtenidos (fig. 2). Éstos resultan máximos en el Corral del Veleta, que es una montaña deglaciada y de características áridas, mientras que son me-nores en Doesen, donde aún perduran glaciares cuaternarios. En el caso del Posets, con existencia de vestigios de pequeños glaciares, el glaciar rocoso parece tener un comportamiento intermedio, aunque más cercano al de los Alpes austriacos que al de Sierra Nevada. En los tres casos se aprecia una sincronía en los desplazamientos verticales y horizontales.


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Figura 2. Comparación planimétrica y altimétrica, para el periodo 2007-2008, de los despla-zamientos medios de las zonas centrales de los glaciares estudiados

Agradecimientos: Estas investigaciones están financiadas por los proyectos CGL2007-65295 del Ministerio de Ciencia y Tecnología y 018-2007 del Orga-nismo Autónomo de Parques Nacionales del Ministerio de Medio Ambiente.

BIBLIOGRAFÍA

Gómez-Ortiz, A.; Salvador-Franch, F.; Sanjosé, JJ.; Palacios, D.; Schulte, L. & Atkinson, A.D.J. (2008): Evolución morfodinámica de un enclave montañoso recién deglaciado: el caso del Corral del Veleta (Sierra Nevada). ¿Consecuencia del Cambio Climático?. Scripta Nova. Revista Electró-nica de Geografía y Ciencias Sociales, Vol. XII.

Kaufmann, V.; Ladstädter, R. & Kienast, G. (2006): 10 years of monitoring of the Doesen rock glacier (Ankogel Group, Austria) a review of the research activities for the times period 1995-2005. 5th ICA Mountain Cartography Workshop, pp.129-144. (Bohinj).

Sanjosé, J.J., Atkinson, A.D.J., Salvador-Franch, F. & Gómez-Ortiz, A. (2007): Application of geomatics techniques in monitoring of the dynamic and mapping of the Veleta rock glacier (Sierra Nevada, Spain). Zeitschrift für Geomorphologie, 51(2): 79-89.

Serrano, E.; Sanjosé, J.J. & González-Trueba, J.J. (2009): Complex dynamic of Posets rock glacier (Pyrenees). Movement (2001-2008), structure and surface deformations. Earth Surface Processes and Landforms, DOI: 10.1002/esp.1972.


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NUEVAS EVIDENCIAS DE LA PRESENCIA DE SUELOS CONGELADOS EN EL NO DE LA PENÍNSULA IBÉRICA: ALGUNOS EJEMPLOS DE BRECHIFICACIÓN SUPERFICIAL DEL SUBSTRA-TO ROCOSO EN DIFERENTES CONTEXTOS GEOMORFOLÓGICOS

Valcárcel Díaz, Marcos1, Carrera Gómez, Pedro1, Otero Otero, Marta1, Feal Pérez, Alejandra1 y Blanco Chao, Ramón1

RESUMEN La brechificación del substrato rocoso cercano a la superficie es un fenó-meno poco descrito en ambientes actuales, aunque se ha podido relacionar con estructuras de edad Pleistocena. Su principal peculiaridad es que puede constituirse en un buen proxi de la presencia de suelos congelados. En el presente trabajo se presentan cuatro ejemplos de brechificación del subs-trato rocoso en el noroeste de la Península Ibérica, corroborando los mode-los previos sobre la extensión e intensidad de los climas fríos peistocenos Palabras clave: Brechificación, substrato rocoso, suelos congelados

ABSTRACTThe near-surface brecciation is a feature little described as an active pro-cess, but it has been related with Pleistocene structures. Its main peculia-rity is that it can be a good proxy of the occurrence of frozen grounds. In this paper, we present some examples of near-surface brecciation of the bedrock in the northwest of the Iberian Peninsula, confirming the previous models about the extension and intensity of the Pleistocene cold climates.Key words: Brecciation, rock substrate, frozen ground

1 Departamento de Xeografía, Universidade de Santiago de Compostela, Santiago de Compostela, España, [email protected]

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INTRODUCCIÓNEl NW de la Península Ibérica es un sector geográfico de grandes contrastes, y por lo tanto potencialmente un lugar donde hayan quedado registradas las fluctuaciones ambientales acaecidas a lo largo del Cuaternario. Su disposi-ción en latitudes medias y abierto a las influencias atlánticas, condicionan la presencia de un régimen climático de tipo oceánico, con temperaturas suaves y fuertes valores de las precipitaciones. Sin embargo, la disposi-ción del relieve, con un escalonamiento progresivo de las sierras desde los sectores litorales, donde frecuentemente alcanzan o superan los 600 m de altitud, hasta los sectores mas elevados de las sierras orientales que rondan o superan los 2000 m, genera fuertes contrastes expresados en una dia-léctica entre precipitación y temperatura. Durante los momentos fríos del Pleistoceno Final esta peculiaridad necesariamente tuvo que manifestarse y eventualmente quedar registrada en diferentes contextos geomorfológicos. Las condiciones paleoclimáticas permitieron la presencia de procesos peri-glaciares y nivales al nivel actual del mar y la englaciación de las áreas de montaña incluso a cotas inferiores a los 1000 m (Schmitz, 1969, Valcárcel Díaz, 1998). Los sectores más elevados fueron cubiertos por glaciares de dimensiones kilométricas (Valcárcel Díaz, 1998). Las fases reconocidas se adaptan a los eventos fríos globales descritos en la literatura, pero que se modulan dependiendo de las condiciones locales, ya que los registros geomorfológicos indican que la temperatura no es el único factor a tener en cuenta (Valcárcel Díaz et al. 2009). Otros factores como el aporte de humedad o la duración de los eventos climáticos pueden tener un gran peso a la hora de explicar la dinámica paleoambiental en el NW Ibérico, así como su aparente asincronía con otros sectores geográficos, especialmente si nos referimos al norte de Europa.

MÉTODOSComo cualquier otro registro proxy que pretenda utilizarse para reconstruir condiciones paleoambientales, el registro geomorfológico plantea proble-mas de interpretación. Así, por ejemplo, según opinión de Bradley (1999) el uso de formas periglaciares fósiles como indicadoras de condiciones cli-máticas antiguas está limitada por dos problemas básicos: en primer lugar las formas periglaciares son difíciles de datar directamente y, en segundo, como las formas periglaciares activas se circunscriben a una determinada isoterma, la presencia de una actividad similar en el pasado solo puede in-dicar un valor máximo de las temperaturas, no su valor mínimo (Bradley, 1999). Este problema se puede soslayar estableciendo una zonación altitu-


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dinal de los procesos, cuando el relieve permite la existencia de ambientes criogénicos activos en las áreas elevadas de las sierras (Gorbunov, 1978). Por otra parte, es posible que muchos indicios geomorfológicos pudieran ser borrados por procesos posteriores, eliminando información. Pese a ello, la variedad de registros geomorfológicos y sus interrelaciones permite dispo-ner de un elenco de proxy alternativos, convirtiéndose en una herramienta de gran valor en la reconstrucción paleoambiental. De ahí el interés que presenta la ampliación de los posibles indicadores paleoambientales. De entre ellos la presencia de estructuras de brechificación cercanas a la su-perficie, y afectando a substrato rocoso compacto, pueden ser una valiosa herramienta a la hora de reconocer la presencia de permafrost pleistoce-no (Murton, 1996), siendo de especial significación cuando otros elemen-tos están enmascarados o han sido borrados por procesos posteriores. La brechificación se puede relacionar con la presencia de hielo de segrega-ción asociado a la existencia de congelación y descongelación del substrato, eventualmente desarrollados inmediatamente sobre la tabla del permafrost (Murton, 1996).

DISCUSIÓNEn el presente trabajo se presentan cuatro ejemplos de brechificación su-perficial del substrato rocoso localizados en diferentes contextos geomorfo-lógicos y altitudes diversas. En todos los casos se da una pauta de fragmen-tación de la roca en estructuras paralelepípedas con una franca tendencia a la posición subhorizontal de su eje mayor, con independencia de estructuras de estratificación o figuración previas. Pueden presentarse asociadas o no a depósitos de ladera que sugieren la movilización ladera a bajo de este mismo material.Así se han podido observar estas estructuras en:3.1.Ría de Muros. Se trata de un sector costero, localizado en la ría de Mu-ros, emplazado en una pequeña sierra litoral que ronda los 500 m de altitud sobre substrato metamórfico, en donde se conservan tanto las estructuras brechificadas como depósitos de ladera correlativos que las fosilizan, pu-diéndose relacionar de manera directa unos y otros. No hay referencias pre-vias sobre la presencia de suelos congelados pleistocenos en este sector.3.2. Sierra de Ancares: Se trata de un sector de montaña, con fuertes pen-dientes y otros indicadores cercanos de la presencia de permafrost (Valcár-cel Díaz, 1998). En este caso el substrato brechificado afecta a materiales graníticos emplazados e 1000 m de altitud, sin que exista un depósito co-rrelativo.

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3.3. Sector de Friol. También sobre substrato metamórfico a por encima de los 500 m de altitud encontramos diferentes afloramientos en los que se puede distinguir claramente la pauta de brechificación superficial del subs-trato. En este caso la topografía se corresponde con una superficie más o menos horizontal con escasos desniveles. En este sector no se han descrito previamente otras evidencias de la existencia de suelos congelados.3.4. Sierra de Xistral. De la misma manera que en la Sierra de Ancares, en Xistral se ha descrito la presencia de suelos congelados pleistocenos (Val-cárcel Díaz, 1998). En este caso tenemos un substrato cuarcítico que pre-senta signos de brechificación asociados claramente a depósitos de ladera a partir de los 800 m de altitud.

CONCLUSIONESLas cuatro localizaciones descritas presentan signos claros de haber sido afectados por procesos de brechificación. En los dos casos relacionados con áreas de montaña la previa presencia de indicadores de permafrost apoya la interpretación. En el caso de los fenómenos descritos a menor altitud, Friol y Ría de Muros, el buen desarrollo de las estructuras puede constituir un indicio de la presencia de permafrost asociado a climas fríos pleistocenos.

Agradecimientos: Esta investigación ha sido en parte financiada con fondos del proyecto de investigación PGIDIT06PXIB239226PR.

BIBLIOGRAFÍA

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Gorbunov, A. P. (1978): Permafrost investigations in hig-mountain regions. Artic and Alpine Research 10, Nº 2, 283-294.

Murton, J. B. (1996): Near-Surface Brecciation of Chalk, Isle of Thanet, South-East England a Comparison with Ice-Rich Brecciated Bedrocks in Canada and Spitsbergen. Permafrost and Periglacial Processes,7: 153-164

Schmitz, H. (1969): Glazialmorphologische Untersuchungen Im Bergland Nordwestspaniens (Galicie/León). Geographisches Institut der Universi-tat zu köln im Selbstverlang. 157 p.

Valcárcel Díaz, M., Blanco Chao, R. & Feal Pérez, A. (2009): Fases geocriológicas reconocidas en el NO de la Península Ibérica durante el Pleis-toceno Final a partir de datos geomorfológicos: Implicaciones en la modelización de las condiciones paleoambientales. In Flor y Flor Actas del 6º Simposio Sobre el Margen Iberico Atlantico. 388.165-168.

Valcarcel Díaz, M. (1998): Evolución geomorfológico y dinámica de las vertientes en el Noroeste de Galicia. Tesis doctoral. Inédita. Departamento de Xeografía. Universidade de Santiago de Compostela. Santiago de Compostela. 395 p.


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DENDROGEOMORFOLOGÍA GEOMORFOLOGÍA CLIMÁTICA Y PALEOCLIMA


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TÉCNICAS DENDROGEOMORFOLÓGICAS APLICADAS A LA CALIBRACIÓN DE MODELOS HIDRÁULICOS

Ballesteros, Juan1; Bodoque, José María2; Díez-Herrero, Andrés1; Sánchez-Silva, Mauricio3; Nieto, Ana2; Torp Larsen, Peter4

RESUMEN La calibración de los modelos hidráulicos es un proceso complejo cuando existe escasez de datos de calados históricos, pero imprescindible para que los resultados del modelo sean verosímiles. Los datos procedentes del aná-lisis dendrogeomorfológico en árboles de la ribera del río Alberche a su paso por Navaluenga (Ávila), han permitido calibrar los parámetros de rugosidad de un modelo hidráulico bidimensional que se empleará para el análisis del riesgo por inundaciones en el núcleo urbano de este municipio.Palabras clave: Dendrogeomorfología, calibración, modelo hidráulico, ru-gosidad, Ávila.

ABSTRACTThe calibration of hydraulic models is a complex process when historical flood stages are not available, but essential to the model results were plau-sible. Data from dendrogeomorphological analysis of trees located on the banks of the Alberche river as it passes through Navaluenga village (Ávila) have enabled successfully calibrate roughness parameters of a two-dimen-sional hydraulic model that will be used for flood risk.Key words: Dendrogeomorphology, calibration, hydraulic model, rough-ness, Ávila.

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España. [email protected]; [email protected] 2 Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha. Campus Fábrica de Armas, Toledo, España. [email protected] 3 Departamento de Ingenieria Civil y Ambiental, Universidad de Los Andes, Bogota, [email protected] Departamento de Hidráulica Fluvial y Urbana, DHI, Madrid, España. [email protected]

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INTRODUCCION Y OBJETIVOSLa Dendrogeomorfología estudia los diversos procesos geomorfológicos a través de la secuencia de anillos de crecimiento de la vegetación. En el caso concreto de las avenidas torrenciales, los diversos indicadores dendrogeomorfológicos (IDs) que pueden encontrarse sobre la vegetación de ribera constituyen una fuente de datos indirectos susceptibles de ser utilizados para la caracterización de la frecuencia y magnitud de eventos pretéritos. Hasta el momento, el em-pleo de esta técnica se ha focalizado en el estudio de la frecuencia de eventos pretéritos (Ballesteros et al., 2010); y, en menor medida, en la reconstrucción de sus caudales asociados (Ballesteros et al., 2009). Sin embargo, la utilidad de este tipo de paleoindicadores no se limita exclusivamente al estudio de eventos pasados ocurridos en cuencas no aforadas. Así, las marcas de paleonivel, tales como descortezados en los árboles provocados por el impacto de la carga sólida (Gottesfeld, 1996), también pueden ser utilizadas en la calibración de modelos hidráulicos cuya finalidad sea el estudio de la peligrosidad por inundación.Este trabajo presenta la utilidad de los IDs para calibrar el parámetro rugo-sidad en modelos hidráulicos bidimensionales.

ZONA DE ESTUDIOLa zona de estudio es un tramo del río Alberche (cuenca del Tajo) a su paso por el núcleo urbano de Navaluenga, munici-pio situado al sur de la provincia de Ávila, entre la Sierra del Valle y la Sierra de la Paramera (40º 24’ 30’’ N; 4º 42’ 17’’ O; 761msnm – Fig. 1). Esta villa ha sufrido históricamente los efectos de las inunda-ciones debido al desbordamiento del río Alberche. Sólo en los últimos 140 años, existen más de 40 citas de inundaciones (Díez 2001-2003). La elevada actividad to-rrencial ha propiciado que se puedan encontrar numerosos IDs, tales como descortezados y formas en candelabro, en la vegetación de ribera formada fundamentalmente por aliso (Alnus glutinosa (L.) Gaertn.).

METODOLOGÍAEn el campo se muestrearon 48 heridas que definían marcas de paleonivel de árboles situados principalmente sobre las barras internas del río Alber-

Figura 1. Situación de la zona de estudio


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che. Paralelamente, se llevó a cabo un levantamiento batimétrico y también topográfico de las márgenes del tramo de río estudiado, que posteriormen-te se incluyó en la topografía 1:1000 del municipio para generar una malla topográfica de resolución media (2x2m). Aprovechando el período de estiaje del río se cartografiaron zonas homo-géneas de rugosidad, a las cuales se les adjudicó un rango de valores (n de Manning - m1/3/s) de acuerdo con Chow (1959). La información obtenida de la estación de aforos (caudal-año de evento y altura de lámina de agua) se relacionó con las marcas de paleonivel mues-treadas a través de su datación dendrocronológica. En este trabajo se asu-me que las alturas asociadas por las marcas de paleonivel definen la altura mínima alcanzada por el evento de mayor magnitud de ese año.Los caudales asociados a cada herida fueron modelados utilizando una aplicación informática para análisis hidráulico bidimensional (MIKE 21) en el que se introdujeron las infraestructuras existentes y los diversos pará-metros hidráulicos que conforman el modelo hidráulico. La calibración de las rugosidades se realizó para el conjunto de valores de rugosidad cuyos resultados minimizaban la desviación entre los resultados obtenidos de la lámina de agua y las alturas de los indicadores dendrogeomorfológicos muestreados.

RESULTADOS Y DISCUSIONEl análisis dendrocronológico de las 48 muestras permitió datar 7 eventos de avenidas producidas en el río Alberche entre 1971 y 2006. La tabla 1 muestra las fechas obtenidas de las dataciones y los caudales asociados registrados en la estación de aforos de Navaluenga. Dicha estación está operativa desde 1973, por lo que el evento datado en 1971 no pudo ser utilizado para la calibración de la rugosidad. Se definieron 12 mapas de rugosidad, en formato raster, en los que apa-recen delineadas 13 zonas homogéneas cuyos valores varían entre 0,015 hasta 0,05. La mínima desviación media entre valores observados y valores obtenidos de la simulación hidráulica para el conjunto de valores que mejor se ajustó estuvo entorno a 30 cm (25%), aunque se observaron ligeras di-ferencias en función del evento calibrado. La Figura2 muestra la desviación observada en la calibración de la rugosidad para el evento de 1989. La Figura 3 representa el modelo hidráulico simulado para el evento de 1996 y la combinación de valores de rugosidad obtenidos en su calibración.

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Tabla 1. Asignación de caudales a los eventos datados dendrocronológicamente.Figura 2. En abcisa desviación total, en valor absoluto, asociada al proceso de calibración

de la rugosidad para el evento de 1989 entre las alturas modeladas y las marcas de paleonivel

Por otra parte, la utilización de IDs en la calibración hidráulica permite tener diversos puntos de control (tantos como árboles muestreados) lo que podría ofrecer mayor robustez al proceso. En este sentido, la rea-lización de estudios comparativos, entre la desviación asociada a IDs durante el proceso de calibración con medidas directas de aforos, podría aportar el grado de incertidumbre existente a la hora de estimar la peli-grosidad por inundaciones.

Figura 3. A) Resultados del modelo bidimensional para el evento de 1996. B) Mapa de rugosidad empleados en la calibración


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Por último, las dataciones dendrocronológicas han revelado un evento no registrado por la estación de aforos. No obstante, el bajo número de mues-tras (2) impidió estimar de forma fiable su caudal asociado.

Agradecimientos: Este trabajo ha sido financiada por la Fundación MAPFRE 2009 (ayudas a proyectos de I+D) y el proyecto de investigación Dendro-Avenidas (CGL2007- 62063/HID).

BIBLIOGRAFÍA

Ballesteros, J.A., Stoffel, M., Bodoque J.M., Bollschweiler, M., Hitz, O., y Díez-Herrero, A. (2010): Wood anatomy of Pinus Pinaster Ait. following wounding by flash floods. Tree ring Research, in press.

Ballesteros Cánovas, J.A., Eguibar, M., Bodoque, J.M., Gutiérrez-Pérez, I., Díez-Herrero, A., y Stoffel, M.(2009): Combining dendrogeomorphologi-cal and topographical techniques for hydraulic modelling in mountain streams. Proceedings of the 18th World IMACS / MODSIM congress, Cairns, Australia, 2651-2657.

Chow, V.T., (1959): Open-channel hydraulics. New York, McGraw- Hill Book Co.; 680 p.

Díez, A. (2001): Geomorfología e Hidrología fluvial del río Alberche. Modelos y SIG para la gestión de riberas. Tesis Doctoral, Universidad Com-plutense de Madrid, Madrid, 587p.

Gottesfeld, A.S. (1996): British Columbia flood scars: maximum flood-stage indicator. Geomorphology 14, 319-325.


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RECONSTRUCCION DEL CAUDAL PUNTA ASOCIADO A AVENIDAS TORRENCIALES USANDO PALEOINDICADORES EN LOS ÁRBOLES

Ballesteros, J.1, Eguibar, M.A.2, Bodoque, J. M.3, Díez-Herrero, A.1, Gutierrez, I4, Stoffel, M.5

RESUMEN Se ha estimado el caudal punta asociado a un evento de avenida torren-cial de magnitud desconocida mediante el empleo de marcas de paleonivel localizadas sobre árboles de ribera. El estudio pormenorizado de las des-viaciones entre dichas marcas y los resultados de un modelo hidráulico bi-dimensional, alimentado de una topografía de la zona de estudio realizada con láser escáner terrestre, ha permitido definir tres escenarios posibles que cuantifican el grado de incertidumbre en la estimación. En el tramo de estudio en Venero claro (Avila), utilizando la metodología presentada, se estimo un caudal punta de 78,6 ±14,8 m3/s asociado al evento de 1997.Palabras clave: dendrogeomorfología, avenida torrencial, marcas de pa-laeoestado, caudal, Ávila.

ABSTRACTPeak flow discharge associated to a flash flood event have been estimated using palaeostage indicators (PSI) on trees. A study of the deviation bet-ween PSI and results from the two-dimensional hydraulic model, which was defined from a detailed topography based on terrestrial laser scanning, has

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España. [email protected], [email protected]. 2 Departamento de Hidráulica e Ingeniería Ambiental. Universidad de Valencia, Valencia, España. 3 Departamento de Inge-niería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha. Campus Fábrica de Armas, Toledo, España. [email protected]. 4Ferrovial-Agroman. [email protected]. 5 Laboratorio de Dendrogeomorfología dendrolab.ch, Universidad de Berna, Suiza. [email protected].

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allowed to define three possible scenarios that make quantification of the uncertainty in the peak discharge estimation possible. Our methodology enabled to estimated in the reach studied a peak flow, associated with the event in 1997 in Venero Claro (Ávila), of 78.6 ± 14.8 in m3/s.Key words: dendrogeomorphology, flash flood, palaeostages, peak dis-charge, Ávila.

INTRODUCCION: DENDROGEOMORFOLOGÍA APLICADA AL ESTUDIO DE PALEOINUNDACIONESSe entiende por paleoinundación todos aquellos eventos de inundaciones que no han podido ser registrados por estaciones de aforos o a través de observaciones in situ (Baker, 2008). Entre las distintas técnicas que pueden emplearse para la datación y/o estimación de la magnitud y frecuencia de paleoinundaciones encontramos los métodos históricos, las técnicas geoló-gico-sedimentológicas, y métodos botánicos (Benito y Thorndycraft, 2004). Podría decirse que el empleo de una u otra técnica responde a la tipología de datos indirectos que se disponen en la zona de estudio; y, estos a su vez, pueden estar condicionados a las características intrínsecas del proceso. En el caso concreto de las avenidas torrenciales que tiene lugar en zonas de montaña, su lejanía e inaccesibilidad respecto a los centros de documentación, así como las características hidráulicas del proceso que dificultan la permanen-cia de depósitos sedimentológicos, limitan el uso de los métodos históricos y técnicas geológicas-sedimentológicas. Sin embargo, en estas áreas montaño-sas los métodos botánicos, focalizados en las técnicas dendrogeomorfológicas (Diez-Herrero et al., 2007), han resultado ser eficientes para la datación de paleo-eventos (Ballesteros et al., 2010; Ruiz-Villanueva et al., 2010).En este estudio, se presenta de forma sucinta los resultados obtenidos del uso de forma combinada, tanto de técnicas dendrogeomorfológicas para la localización y datación de paleoniveles; así como un modelo hidráulico bi-dimensional para estimar el caudal circulante en el tramo de río estudiado asociado a una avenida torrencial en un río de montaña. Por último, se dis-cute la utilización de este tipo de paleoindicadores en el estudio de avenidas pretéritas.

ZONA DE ESTUDIOEl evento de avenida torrencial objeto de estudio tuvo lugar en el arroyo Ca-brera (40º 24’ N; 4º 39’ W), tributario del río Alberche (cuenca hidrográfica del Tajo) y localizado en la vertiente septentrional de la Sierra del Valle (Sis-


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tema Central, provincia de Ávila). El 18 de diciembre de 1997, tras un periodo de lluvias generalizadas en la zona, tuvo lugar un episodio de intensas lluvias que provocaron una avenida torrencial alta-mente cargada en sedimentos, favoreci-do por pequeños deslizamientos superfi-ciales en cabecera. La intensidad de este evento torrencial generó numerosos da-ños en la vegetación colindante y redefi-nió parcialmente la red de drenaje en su parte media, dando lugar a avulsiones, lóbulos de derrame, abanicos, etc…).

El tramo elegido para llevar a cabo la estimación del caudal circulante se sitúa en la parte baja de la cuenca (Fig. 1). Este tramo fue elegido por: 1) presentar un lecho rocoso estable (minimizando los errores cometidos en la estimación hidráulica por una posible variación en la topografía y en la rugosidad); y por 2) presentar una elevada densidad de PSI en árboles.

RESUMEN METODOLÓGICOLa metodología empleada es una combinación de diferentes técnicas que en-vuelven métodos dendrogeomorfológicos e hidráulicos; así como métodos to-pográficos basados en láser escáner terrestre (Terrestrial laser scanner- TLS).El muestreo y análisis de los indicadores dendrogeomorfológicos que de-finen marcas de paleonivel sobre los árboles se realizó mediante técnicas dendrogeomorfológicas clásicas (Diez-Herrero et al., 2007). Una descripción más exhaustiva de las sucesivas etapas puede encontrarse en Ballesteros et al., (2010). Posteriormente, mediante un TLS y estación total, se llevó a cabo el levantamiento topográfico del tramo de estudio y localización de los árboles y PSI analizadas. El modelo hidráulico bidimensional empleado para estimar el caudal fue MIKE 21. Las condiciones iniciales necesarias para ejecutar el modelo hi-dráulico se establecieron previamente, debido a que la estimación del cau-dal supone el problema inverso (Benito y Thorndycraft, 2004). Se definieron tres escenarios de altura de agua esperables (escenario mínimo, máximo y medio) en función del tamaño de los descortezados y de la desviación observada entre su altura y la profundidad modelada para el caudal que sumergía todos ellos. Por último, el resultado se obtuvo para el caudal que presentara mínimas desviaciones en cada escenario.

Figura 1. A) Localización espacial del tramo es-tudiado en la cuenca del arroyo Cabrera

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RESULTADOS y DISCUSIONComo resultado de la metodología empleada, el caudal estimado para el evento de 1997en el tramo de estudio fue de 78,6 ± 14,8 m3/s, con una desviación metodológica mínima de 1,15%, lo que supone un evento cuatro veces mayor que el evento más intenso registrado (20,3 m3/s) desde el año 2004 (Ballesteros et al., 2010). Nuestra metodología ha aportado un rango de incertidumbre en la estima-ción del caudal del 18,8% que se sitúa dentro de los límites establecidos en para este tipo de estudios (Jarrett y England, 2002). Por otro lado, el máximo rango obtenido entre las alturas esperadas de PSI y el modelo fue de ±0,6m, siendo ligeramente menor que las observadas por otros autores (Gottesfeld, 1996).

Figura 2. A) La mínima desviación entre las alturas esperadas definidas por los PSI y los resulta-dos del modelo hidráulico permitió estimar el caudal asociado al evento de 1997 entorno a 78 m3/s. B y C) Re-

lación de la desviación observada con la profundidad del agua estimada y velocidad del flujo

Agradecimientos: Este trabajo se enmarca en el proyecto de investigación Dendro-Avenidas (CGL2007- 62063/HID) del ministerio de Ciencia e Inno-vación.

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ESTIMACIÓN DE RECARGA DE ACUÍFEROS A PARTIR DE REGISTROS DE PALEOCRECIDAS, RIO KUISEB, NAMIBIA

Benito, Gerardo1, Grodek, Tamir2, Botero, Blanca3, Morin, Efrat2, Enzel, Yehouda2, Jacoby, Jael2, Porat, Naomi4

RESUMENEl tramo bajo del río Kuiseb se caracteriza por una elevada infiltración del cau-dal de las crecidas generadas en cabecera y la recarga del acuífero aluvial. La tasa de recarga a largo plazo se ha estimado en base a la combinación de datos instrumentales y del registro estratigráfico de paleocrecidas en el cañón del Kuiseb. La secuencia mas completa presenta 27 eventos de paleocrecidas para los últimos 650 años. Las recargas se han estimado mediante el escalado con hidrogramas actuales y la modelización de la infiltración. Palabras clave: Paleocrecidas, recarga de acuíferos

ABSTRACTIn the Lower Kuiseb River (~100 km), a large volume of floodwater is infiltrated into the alluvial aquifer. In the upstream Kuiseb canyon (~120 km), the most complete sequence of slackwater flood deposition shows 27 flood units since about >650 years, with discharges estimated in ~850 m3sec-1. Palaeoflood hydrographs were scaled based on characteristic hydrograph shapes from mo-dern analogues, and palaeo-recharge volumes were estimated from kinematic flow routing and recharge modelling. Key words: Palaeofloods, groundwater recharge

1 Instituto de Recursos Naturales, CSIC, Madrid, [email protected], 2 The Hebrew University of Jerusalem, Givat Ram, Jerusalem, 91904, Is-rael 3 Dpto de Ingeniería Civil, Universidad Nacional de Colombia, sede Manizales, Colombia 4 Geological Survey of Israel, 30, Malkhe Israel St, Jerusalem, 95501, Israel

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INTRODUCCIÓNLa principal fuente de agua en las zonas áridas de todo el mundo, es aquella relacionada con las crecidas de los ríos efímeros (Shentsis y Rosenthal, 2003). En estas zonas, las tormentas intensas pero de corta duración, originan en los cursos efímeros flujos de agua que pueden durar desde minutos a días, y que terminan infiltrándose en los acuíferos aluviales, constituyendo el suministro de agua básico para las actividades humanas, vegetación riparia y vida salvaje de las zonas áridas. Este trabajo desarrolla una metodología para el estudio de la recarga de acuíferos a largo plazo en base a datos de paleocrecidas y crecidas del registro instrumental.

ÁREA DE ESTUDIOEl Kuiseb es un río efímero con una longitud de 560 km y superficie de cuenca de 14.700 km2, localizado en el sector centro-oeste de Namibia (Fig. 1). Solamente la cuenca alta del Kuiseb (9000 km2), situada en el altiplano de Namibia (preci-pitaciones medias superiores a 300 mm/año), genera una escorrentía aprecia-ble, mientras que el resto de la cuenca que se encuentra en el mar de arena del Desierto del Namib (precipitaciones medias de 11 mm/año), donde apenas se genera escorrentía (Jacobson, 1997). Los picos de las crecidas procedentes del tramo superior se atenúan a lo largo del cañón rocoso del tramo medio (120 km de longitud), y las principales pérdidas por infiltración se producen en el tramo aluvial inferior (últimos 100 km), donde desarrolla una extensa llanura aluvial (200-400 m de anchura) que conecta con el denominado delta del Kuiseb (delta seco o efímero). En este tramo se emplazan los acuíferos de relevancia (extrac-ciones >8 millones de m3). Desde 1890, únicamente 10 crecidas han alcanzado la desembocadura del Kuiseb en el Océano Atlántico. Los estudios de paleocre-cidas se han realizado en cinco tramos del cañón del río Kuiseb.

RESULTADOSLa secuencia más completa se presenta en un depósito con morfología en banco que se localiza en la desembocadura de un barranco afluente y que se prolonga en unos 250 m hacia su interior. En este afloramiento se han reconocido una secuencia de hasta 27 unidades de inundación, con cronología obtenida con luminiscencia estimulada ópticamente (OSL) que se remonta a los últimos 650 años (Fig. 1). Los cálculos hidráulicos realizados mediante el modelo de paso estándar HEC-RAS indican magnitudes de hasta 850 m3/s para los depósitos de esta secuencia. Sin embargo, existen evidencias sedimentarias de crecidas con caudales estimados en 1450 m3/s.


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Figura 1. Localización del área de estudio y estratigrafía de los depósitos de remanso, con dataciones de OSL

Se ha realizado un análisis de frecuencia de crecidas combinando los caudales estimados a partir de las evidencias de paleocrecidas y los datos de la estación de aforos de Schelesien (10 km aguas arriba). El cálculo se ha realizado me-diante el método de máxima verosimilitud, con asignación de probabilidades mediante la fórmula de Weibull, a los que se han encajado una distribución generalizada de valores extremos (GEV). De acuerdo con este análisis, las crecidas con periodo de retorno (T) de 5, 10, 50, 100, 500 años corresponden a caudales de 195, 335, 990, 1530, 4000 m3/s, mientras que con los datos de aforo estos cuantiles son de 190, 300, 710, 1000 y 2100 m3/s, respectivamen-te. Los registros centenarios de paleocrecidas muestran que el análisis realiza-do con los datos de aforos subestiman los caudales de crecida para un periodo de retorno dado, y que, por tanto, la recarga potencial del acuífero puede ser más elevada que lo estimado en trabajos anteriores en base a estudios de la composición isotópica del agua.La infiltración asociada a las crecidas se ha estimado a partir de la modeliza-ción de los hidrogramas registrados en varias estaciones de aforo durante un periodo de 45 años. Después de un riguroso chequeo de la bondad de los datos

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hidrológicos, se ha construido un modelo de tránsito de hidrogramas basado en las ecuaciones para flujo cinemático, con componentes para cuantificar la infiltración en el lecho y la recarga del acuífero aluvial. Se ha utilizado una tasa de infiltración de 8.5 mm/h medido en una estación de monitoreo de infiltración dispuesta en el lecho del cauce. Las recargas asociadas a las paleocrecidas se han estimado con este mismo modelo, utilizando un hidrograma de paleocreci-da escalado con la forma de los hidrogramas de las mayores crecidas registra-das en las estaciones de aforo. Las recargas asociadas a los caudales de crecida estimadas en los cuantiles de frecuencia son: 11, 27, 34, 42 y >50 Mm3 para caudales de 190, 300, 710, 1000 y 2100 m3/s.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONESLa información obtenida a partir del registro estratigráfico de paleocrecidas ha sido objeto de numerosos trabajos para la estimación del riesgo de crecidas. En este trabajo se muestra una aplicación de estas paleocrecidas a la estimación de la recarga de acuíferos en zonas áridas. Esta aplicación no está exenta de problemas principalmente derivados de la carencia de datos sobre la forma de los hidrogramas asociados a las paleocrecidas, y en particular de la duración de las mismas. El modelo de tránsito de hidrograma e infiltración pone de mani-fiesto que la tasa de recarga está directamente ligada a la duración de la aveni-da. La magnitud del caudal de avenida tiene relevancia en lechos con tasas de infiltración elevada (e.g. 50 mm/h) o en las partes del acuífero aluvial más ale-jados de la zona de generación de la avenida (Morin et al., 2009). En cualquier caso, los datos derivados de la paleocrecidas permiten poner en perspectiva las tasas de recarga con horizontes temporales amplios (>50 años) y su aplicación en la gestión de los recursos hídricos en zonas desérticas.

Agradecimientos: Este trabajo se ha realizado con financiación del Proyecto Europeo WADE (FloodWater recharge of alluvial Aquifers in Dryland Environ-ments, contrato no. GOCE-CT-2003-506680), y los proyectos CICYT CGL2008-06474-C02-01/BTE, e intramural del CSIC 200430E595.

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Shentsis, I. & Rosenthal, E. (2003): Recharge of aquifers by flood events in an arid region. Hydrological Processes 17, 695-712.


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ESTIMACIÓN DE TASAS DE EROSIÓN HÍDRICA LAMINAR EN EL INTERIOR DE CÁRCAVAS ARENOSAS MEDIANTE DENDROGEOMORFOLOGÍA

Bodoque, José María1, Ballesteros-Cánovas, Juan Antonio2, Lucía, Ana3, Martín-Duque, José Francisco3, Rubiales, Juan Manuel4 y Genova, Mar5

RESUMEN La evaluación cuantitativa de la erosión que ocurre en cárcavas es altamen-te compleja, debido a la diversidad y conectividad de los procesos geomor-fológicos implicados. En una serie de cárcavas arenosas del centro de la Península Ibérica, la erosión laminar constituye un proceso muy relevan-te, debido a la amplitud espacial en la que actúa, así como al volumen de suelo movilizado. El objetivo de este trabajo es la evaluación de tasas de erosión laminar en el interior de estas cárcavas, haciendo uso de técnicas dendrogeomorfológicas en raíces expuestas de coníferas. Para ello, la de-terminación del primer año de exposición se realizó mediante evaluación anatómica. El diseñó del muestreo se realizó sobre la base de la desagrega-ción del área de estudio en unidades hidrológicas de respuesta (Hydrologic Response Units, HRUs).Palabras clave: erosión en cárcavas, erosión laminar, HRUs, Dendro-geomorfología

ABSTRACTThe assessment of Gully erosion is a challenge due to the diversity, com-plexity and connectivity of the geomorphic processes involved. Sheet ero-

1Departamento de Ingeniería Geológica y Minera, Universidad de Castilla-La Mancha, España. [email protected], 2Departamento de Investigación y prospectiva Geocientífica, Instituto Geológico y Minero de España (IGME), España. [email protected], 3Departamento de Geodinámica. Universidad Complutense de Madrid, España. [email protected], [email protected], 4Departamento de Silvopascicultura, Universidad Politécnica de Madrid, España. [email protected], 5Departamento de Producción Vegetal: Botánica y Protección Vegetal, Universi-dad Politécnica de Madrid, España. [email protected]

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sion is one of these processes that has major importance in sand slope gu-llies of the centre of the Iberian Peninsula, due to the area in which it works and the soil volume mobilized. This work is focused on the quantification of sheet erosion rates in a set of slope gullies. To this end, Dendrogeomor-phology was used to estimate first year of exposure from anatomical crite-ria implemented in exposed roots of coniferous. Previously to accomplish sampling, the Hydrologic Response Units, HRUs, method was implemented in order to determinate in which areas of the study site sheet erosion is predominant.Key words: gully erosion; sheet erosion; hydrologic/erosion response units; Dendrogeomorphology

INTRODUCCIÓN, OBJETIVOS Y ÁREA DE ESTUDIODebido a sus implicaciones académicas y aplicadas, el análisis de la ero-sión en cárcavas se ha convertido en una temática ampliamente tratada en Geomorfología desde la década pasada (Casali y Jiménez 2007). Sin em-bargo, el análisis de la erosión en este contexto presenta cierta complejidad debido a la conectividad de los procesos geomorfológicos implicados. A este respecto, hay poca experiencia en lo que a la caracterización integral del proceso se refiere (Godfrey et al. 2008). Idéntica aseveración se puede rea-lizar acerca del desarrollo de cárcavas sobre arenas. Se trata de un proceso poco común y, por lo tanto, también escasamente estudiado. Sobre la base de lo anteriormente expuesto, este trabajo tiene por finalidad demostrar la utilidad de la Dendrogeomorfología como herramienta para caracterizar la erosión hídrica en cárcavas. Para ello, el diseño del muestreo se ha basado en la aplicación de la técnica de las HRUs (Cammeraat 2004) y en la de-

Figura 1. Localización del área de estudio


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terminación del primer año de exposición de raíces expuestas por erosión hídrica mediante criterio anatómico.El área de estudio (Fig. 1) está constituida por un conjunto de laderas de cuestas y mesas desarrolladas sobre sedimentos arenosos de edad Cretá-cico Superior, sobre las cuales se han desarrollado una serie de cárcavas. Éstas se formaron como resultado del desarrollo de actividades extractivas antiguas. Por otro lado, en las últimas décadas se ha producido una coloni-zación parcial por coníferas de estas cárcavas, lo que ha permitido el uso de raíces expuestas como indicador dendrogeomorfológico para estimar tasas de erosión laminar en las laderas de las cárcavas.

METODOLOGÍASe tomaron 31 muestras de raíces expuestas correspondientes a Pinus pinas-ter Ait. y Pinus sylvestris L. En todos los casos se muestrearon raíces orien-tadas de acuerdo con la dirección de la máxima pendiente. De este modo, se trataba de garantizar que la altura de suelo denudado medida era resultado de la erosión laminar actuante. Las muestras se prepararon de acuerdo con el protocolo definido por Gärtner et al., (2001), de manera que pudieran ser analizadas tanto a nivel macro como microscópico. Las láminas delgadas pre-paradas se observaron y fotografiaron bajo microscopio óptico. A continua-ción las imágenes obtenidas se analizaron con criterio anatómico utilizando la aplicación informática WinCell PRO versión 5.6c. Los parámetros anatómicos analizados se eligieron entre aquéllos que de acuerdo con la literatura son buenos indicadores del primer año de exposición (Rubiales et al., 2008). En paralelo, se procedió a la datación cruzada de las series de anillos de creci-miento al objeto de establecer con precisión el primer año de exposición, así como de detectar la presencia de anillos discontinuos o múltiples. Finalmen-te, las tasas de erosión se obtuvieron dividiendo la altura de suelo erosionado entre el número de años que cada raíz permaneció expuesta.

RESULTADOSTodas las muestras analizadas presentaron importantes cambios anatómi-cos como respuesta a la exposición (Fig. 2). Así, los anillos de crecimiento incrementan de manera notable su anchura. Igualmente, este incremento va acompañado de un aumento, perceptible también de visu, del porcentaje de madera tardía. En lo que a la luz de las traqueidas axiales se refiere, se produce una reducción en su área como respuesta a la exposición. Como resultado de la datación cruzada de las series de anillos de crecimiento, se

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estableció que las raíces muestreadas presentan una edad que se mueve en un rango comprendido entre 7 y 44 años, siendo el valor medio de 29,16 ±9,43. Por otro lado, en torno al 66% de las muestras estudiadas presen-taban anillos discontinuos. En cuanto a los anillos múltiples su presencia únicamente se detectó en una de las raíces expuestas estudiadas. Por úl-timo la erosión estimada para las cárcavas estudiadas oscila, a un nivel de confianza del 95%, en un rango comprendido entre 2,8-4,1 mm/año

Figura 2. Cambios anatómicos producidos en la madera de raíz en respuesta a la exposición

Agradecimientos: La elaboración de este trabajo se enmarca en los pro-yectos de investigación CGL 2006-07207 y Dendro-Avenidas (CGL2007-62063HID), ambos financiados por el ministerio de Ciencia e Innovación.

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VALORACIÓN DE LOS DATOS SOBRE INUNDACIONES HISTÓRICAS APORTADOS POR FUENTES DOCUMENTALES Y ENCUESTAS. EJEMPLOS EN EL NOROESTE PENINSULAR

Fernández, Miguel1, Fernández, Elena1, Crespo, José1 y Colubi, Ana2

RESUMEN La guía metodológica para el desarrollo del Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables contempla la recopilación de inundaciones históricas a partir de fuentes documentales y encuestas a la población ribereña. En el presente trabajo, a partir de varios estudios realizados en el NO peninsular, se valora la relación coste-beneficio de cada caso en función del tiempo in-vertido y los resultados obtenidos. Palabras clave: Inundaciones históricas, fuentes documentales, encues-tas, Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables.

ABSTRACTThe Methodological Guideline of the Spanish National Flood Zone Mapping System requests the compilation of historical floods by using documentary records and surveys to floodplain inhabitants. Based on the compilation of several studies developed in the NW of Spain, the aim of this paper is to show advantages and disadvantages in relation to invested time, obtained results and achieved objectives.Key words: Historical floods, documentary records, surveys, National Flood Zone Mapping System.

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

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOSSegún el Sistema Nacional de Cartografía de Zonas Inundables (SNCZI), programa de la Dirección General del Agua incorporado en España en rela-ción con la Directiva Europea de Inundaciones, en el análisis de la inundabi-lidad debe abordarse una recopilación de inundaciones históricas a partir de fuentes documentales y encuestas a la población ribereña. Concretamente estos datos participan en dos etapas principales. La primera se corresponde con la Evaluación Preliminar del Riesgo (EPRI), en la que se precisa obtener información de forma relativamente rápida y a una escala regional, mien-tras que en la segunda, relativa a la zonificación de la inundabilidad, se demanda información aplicable a escala 1:5000.En el presente trabajo se persigue analizar las ventajas e inconvenientes de diversas fuentes de información de inundaciones históricas, relacionando el tiempo invertido con la cantidad y calidad de datos obtenida, valorando su interés en función del objetivo perseguido.

METODOLOGÍATeniendo en cuenta estas premisas, en el presente trabajo se aborda el análi-sis de los trabajos de recopilación de inundaciones históricas realizados por el Indurot en Asturias para la Consejería de Infraestructuras y Política Territorial (2001) y Protección Civil (2004), así como los trabajos actualmente en desa-rrollo en Cantabria para la Confederación Hidrográfica del Cantábrico. Concretamente el análisis se basa en el tiempo invertido y los resultados de inundaciones históricas obtenidos de una revisión de 7285 periódicos en formato papel para el periodo 1980-2001, la extracción de datos de la reco-pilación ya realizada por el MOPU (1985) en la Confederación Hidrográfica del Norte, la recopilación en otras fuentes documentales (administraciones, publicaciones, hemeroteca digital) así como la realizada mediante encues-tas a la población ribereña en varias cuencas de Cantabria.

RESULTADOSLa visualización rápida de 7285 periódicos en formato papel, la lectura de no-ticias de interés y el almacenamiento en una base de datos requirió de unas 63 jornadas. Un 4.8% de los periódicos aportaron información relacionada con inundaciones, descartándose 82 casos ligadas a inundaciones por defi-ciencias de drenaje y 27 por alusiones imprecisas. Se identificaron 58 eventos de fechas diferentes y se obtuvo información sobre inundaciones históricas en 173 emplazamientos, en cuya precisión se estima una escala 1:50 000.


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La búsqueda de información en otras fuentes documentales, como periódi-cos digitales (suelen abarcar los últimos 4-8 años), artículos y otras publica-ciones relacionadas, registros en la Confederación Hidrográfica y, especial-mente, en la recopilación ya realizada del MOPU, un 37% de las 38 fuentes ofrecieron información relacionada. La consulta y tratamiento posterior de la información requirió 10 jornadas de gabinete, obteniendo información para el periodo 1540-2008. Se identificaron 31 eventos diferentes y se ob-tuvo información sobre inundaciones históricas en 47 emplazamientos, en cuya precisión se estima una escala 1:50 000.Respecto a las encuestas a la población ribereña realizadas, el tiempo de recopilación directa de los datos fue de 37 jornadas de campo para realizar 503 encuestas, de las que un 75% aportaron información de interés. El al-macenamiento en una base de datos requirió de 18 jornadas adicionales. Se identificaron 30 eventos concentrados en el periodo 1929-2009. En este caso ya no se puede hablar de emplazamientos puntuales con anteceden-tes de inundaciones históricas, ya que la precisión de los datos adquiere un detalle 1:5000. Concretamente se obtuvo la extensión de inundaciones históricas en 50% de las zonas inundables, además de unos 380 puntos de calado y edificaciones afectadas.

CONCLUSIONESLas fuentes documentales aportan información relevante para estudios a escalas 1:50 000, de interés para la Evaluación Preliminar del Riesgo, mien-tras que el detalle 1:5000 obtenido de las encuestas resulta aplicable para la zonificación del espacio inundable. Menos de un 5% de las fuentes docu-mentales alcanzan el detalle aportado por las encuestas.Las posibilidades de obtener información relacionada con desbordamientos fluviales a partir de la búsqueda realizada en la hemeroteca en formato pa-pel, en otras fuentes documentales y en encuestas han sido de 4.8%, 37% y 75% respectivamente.La relación coste-beneficio teniendo en cuenta el tiempo invertido y el pe-riodo abarcado con datos es 142 veces más rentable en la búsqueda en otras fuentes documentales que en la hemeroteca. No obstante, tal y como precisa la guía del SNCZI, en los ríos del NO peninsular existe gran interés en obtener referentes representativos de la inundabilidad actual, aspecto que en los trabajos ejecutados se contempló especialmente en la hemero-teca y en las encuestas. En este sentido, las encuestas resultan 2.6 más rentables que la hemeroteca.

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En la relación coste-beneficio para el tiempo invertido y número de eventos registrados, la hemeroteca identificó 0.9 eventos por jornada, otras fuentes documentales identificaron 3.1 eventos y las encuestas 3.2 eventos. Si tenemos en cuenta el número de emplazamientos concretos que aporta cada fuente consultada, se obtiene que la hemeroteca identifica 2.7 empla-zamientos por jornada, mientras que el grupo de otras fuentes documenta-les identificaron 4.7 emplazamientos. La comparativa en una misma cuenca de la superficie de inundaciones históricas delimitada con fuentes documen-tales y encuestas, muestra que esta última permite precisar 20 veces más emplazamientos, sin tener en cuenta la identificación de los 383 puntos de calado y edificaciones afectadas.Estos análisis reflejan que la relación coste-beneficio en la búsqueda de in-formación sobre inundaciones históricas en periódicos en formato papel no resulta rentable, ya que la relación tiempo invertido con resultados obteni-dos es claramente desfavorable frente al resto de opciones. Esta situación se da incluso para la Evaluación Preliminar del Riesgo, ya que en otras fuen-tes documentales se obtienen unos resultados claramente más ventajosos, con una inversión de tiempo 6 veces inferior. La recopilación realizada por el MOPU y su reciente actualización mediante el Catálogo de Inundaciones históricas potencia este aspecto.Respecto a las encuestas se observa que, incluso cuantificando los costes de las dietas asociadas en las jornadas de campo, los resultados obtenidos poseen un detalle de gran interés y alta rentabilidad para el SNCZI. Por los motivos expuestos, el mejor método de aproximación a las inundaciones históricas procederá de la combinación de la somera recopilación realizada en otras fuentes documentales junto con la de las encuestas.Destacar que ante ámbitos más extensos y menos poblados a los analiza-dos en este trabajo, dicha tarea se estima igualmente recomendable sí se centran los esfuerzos en las pocas poblaciones inmersas o adyacentes a las zonas inundables, ya no solo por la relación coste-beneficio mostrada, sino porque en la zonificación del área inundable es preferible la recopilación de pocos datos pero detallados que muchos e imprecisos.

Agradecimientos: En el presente trabajo se ha utilizado información obte-nida en estudios realizados para el Principado de Asturias (CN-01-087-B3 y CN-03-103) e INOCSA (CN-09-001). Agradecer a José Humara su participa-ción en el estudio realizado en la hemeroteca.


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CORRELACIÓN ENTRE AVENIDAS HISTÓRICAS DEL REGISTRO DOCUMENTAL Y LA DATACIÓN

DENDROCRONOLÓGICA DE MADERAS EN LA CASA DE LA MONEDA DE SEGOVIA

Génova, M. del Mar1, Díez-Herrero, Andrés2, Martínez-Callejo, Begoña1 y Ballesteros, Juan A.2

RESUMENAnálisis dendrocronológicos realizados en una cubierta de madera, reciente-mente descubierta en los canales hidráulicos de la antigua Casa de la Moneda de Segovia (siglo XVI), han permitido datar las fechas aproximadas de su ins-talación y/o reposición. Comparando estos datos con el registro documental de las obras de restauración en el edificio y con el inventario de inundaciones históricas en esa cuenca, se han podido correlacionar las fechas de las princi-pales avenidas que afectaron al edificio entre los años 1583-90 y 1771.Palabras clave: Dendrocronología, avenidas históricas, Casa de la Mone-da, Segovia

ABSTRACT Dendrochronological analysis carried out on a wooden deck, recently discove-red in the hydraulic channels of the Old Mint of Segovia (16th Century), have allowed us to date the approximate year of installation and/or replacements. Comparing these data with the documentary record of the restoration works in the building and the inventory of historical floods have been able to correlate the dates of the main floods that hit the building between 1583 and 1771.Key words: Dendrochronology, historical floods, Mint, Segovia (Spain)

1 Unidad Docente de Botánica, Escuela de Ingeniería Técnica Forestal, Universidad Politécnica de Madrid, Madrid, [email protected]; [email protected] 2 Instituto Geológico y Minero de España, Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Madrid, [email protected]; [email protected]

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INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOA finales del siglo XVI se decide ubicar en las proximidades del río Eresma (Segovia) una nueva ceca de acuñación de moneda (Fig. 1; Murray et al., 2006). En el mes de abril-mayo de 2009, durante las labores de inves-tigación arqueológica en este complejo de la Casa de la Moneda para su rehabilitación como museo, apareció en el lecho del antiguo canal (caz) un entarimado cubierto por una gran cantidad de escombros. Este entarimado, que cubría los antiguos canales en roca originalmente construidos a finales del siglo XVI (Juan de Herrera ca. 1583-1590), limitaba con otra estructura de mampostería y sillería suprayacente, que se corresponde con el deno-minado canal de Sabatini (ca. 1771). Se tiene constancia documental de que los elementos de madera del complejo han sido al menos seis veces sustituidos y reparados total o parcialmente en los años 1615, 1648, 1677-78, 1701, 1770-71 y 1861 (Murray et al., 2006). Estas sustituciones se han debido tanto a simples obras de mejora, como a desperfectos producidos por eventos singulares de avenidas e inundaciones.

Figura 1. Complejo del Real Ingenio de la Moneda de Segovia (izquierda). Detalle del canal original de Juan Herrera cubier-to por el entarimado de madera, y canal de mampostería y sillería de granito, cubriendo parte de ese entarimado (derecha)


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El objetivo de este trabajo es realizar una datación dendrocronológica de las maderas de los canales y correlacionar las fechas de su instalación o repo-sición con las de las avenidas históricas del registro documental.

MATERIALES Y MÉTODOSSe tomaron muestras de todo el material puesto a nuestra disposición: 4 vigas durmientes, 3 tablones de la tarima y 3 tacos de fijación de la estructura del canal. Nuestra hipótesis de trabajo es que al menos las vigas, por su elevada dimensión y menor tecnología para el aprovechamiento y transformación maderera de la época, proviene cada una de un árbol. Sobre la procedencia del resto de los ele-mentos serán de gran ayuda los análisis dendrocronológicos (Butler et al., 1987). En total se obtuvieron 24 secciones transversales y posteriormente en laboratorio fueron secadas y pulidas. Para el conteo y medición de la anchura de los anillos, se empleó una mesa LINTAB bajo lupa binocular y la aplicación TSAP Win. Las secuencias de crecimiento obtenidas se sincronizaron entre sí, visual y estadísti-camente, mediante las aplicaciones del programa citado y con el programa COFE-CHA. La datación final de las muestras se estableció utilizando la serie maestra de la Sierra de Guadarrama elaborada para el periodo 1513-1995 (Génova, 2000). La investigación histórico-documental se hizo por procedimientos conven-cionales de búsqueda sistemática en archivos (AGS, AGP, AHMS, AHPS…), bases de datos digitales (segoviamint), hemerotecas y publicaciones impre-sas; y tanto para la datación de obras de reparación en los canales (palabras clave: madera, pino, obra, Valsaín, canal, presa…), como para las avenidas históricas (palabras clave: crecida, avenida, desbordamiento, etc…;). Para cada evento de inundación histórica detectado (Díez-Herrero et al., 2009), se anotó la fecha, periodo y estimación de la magnitud del evento o de los daños ocasionados. Especial hincapié se puso en la documentación de las obras de reparación con referencia expresa de los daños en los canales producidos por eventos de inundación, como el escrito de 1678 en el que se cita expresamente que la obra se hace “…por que lo referido esta mal tratado por averse entrado las abenidas del rio…”.

RESULTADOS Y DISCUSIÓNSe han encontrado 24 eventos de inundaciones históricas del río Eresma en las inmediaciones de la Alameda del Parral en los años: 1304, 1502, 1511, 1513-14, 1521, 1540, 1543, 1598, 1599, 1603, 1605, 1618, 1626, 1627, 1629, 1695, 1733, 1791, 1799, 1860, 1956, 1966, 1996 y 2009. En la tabla 1 se muestran las dataciones de las piezas pertenecientes al canal analiza-das dendrocronológicamente.

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Tabla 1. Datación de las secuencias de crecimiento medias de las diferentes piezas, secciones y radios analizados

Como puede observarse en las dataciones de los anillos más externos, correspon-dientes con fechas más próximas al momento de la tala de los árboles, parecen reconocerse tres poblaciones de fechas próximas entre sí: una correspondiente a la primera mitad del siglo XVII (1626); otra en el último cuarto del siglo XVII (1669, 1683, 1688 y 1694); y una tercera del primer cuarto del siglo XVIII (1715 y 1720).Ello podría marcar al menos dos o tres momentos de reposición de maderas que podrían asociarse a: las reparaciones de 1648 después de los deterioros asociados a las inundaciones de 1626 y 1629; las reparaciones de 1678 y 1701, vinculadas a los daños de las avenidas de 1695; y las reformas de 1770-71, en parte tras los daños de las avenidas de 1733 (Díez-Herrero et al., 2009). Una vez se haya analizado todo el material disponible, incluyendo la elaboración de modelos teóricos de crecimiento que estimen edades promedio para cada árbol empleado, se evaluará con más precisión esta hipótesis preliminar, contrastán-dola con una segunda que supone que el entarimado hubiera sufrido una única instalación o reposición asociada a la construcción del nuevo canal.

Agradecimientos: Esta investigación ha sido realizada en el marco del proyec-to Dendro-Avenidas (MICINN, CGL2007-62063 HID; www.dendro-avenidas.es). Los autores desean agradecer su colaboración a Alonso Zamora, Jorge Soler, Miguel Ángel Moreno, la arqueóloga Amparo Martín Espinosa, Virginia Ruiz-Villanueva, y a los trabajadores de la obra de rehabilitación de la Casa de la Moneda.

BIBLIOGRAFÍA

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Díez-Herrero, A., Laín Huerta, L., Martín-Duque, J.F. y Vicente Rodado, F. (2009): A todo riesgo III. Convivir con los desastres geológicos cotidia-nos. Guión de la excursión científico-didáctica de la Semana de la Ciencia 2009. IGME, UCM e IE University, Madrid-Segovia, 44 pp.

Génova, M. (2000): Anillos de crecimiento y años característicos en el Sistema Central (España) durante los últimos cuatrocientos años. Boletín de la Real Sociedad de Historia Natural 96 (1-2), 33-42.

Murray, G.S., Izaga, J.M. y Soler, J.M. (2006): El Real Ingenio de la Moneda de Segovia. Maravilla tecnológica del siglo XVI. Ed. Fundación Juanelo Turriano, Madrid; 353 p.

Piezas Secciones y radiosDatación (años AD)

CM-2 A (1-4), B (1-4), C(1-4), D (1-4), E (1-4), F (1-4) 1583-1688

CM-3

A (1,3,4), B (1-4) 1559-1720

A (2,5) 1573-1715

CM-4 A (1-4), B (1-4), C (2) 1528-1626

CM-5

A (1-4), B (1-4) 1559-1683

C (1-4) 1584-1694

CM-6 A (1-4), B (1-4) 1565-1669


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APROXIMACIÓN A LA CURVA DE MAGNITUD-FRECUENCIA DE DESPRENDIMIENTOS MEDIANTE

ANÁLISIS DENDROGEOMORFOLÓGICO

Moya, José1 y Corominas, Jordi1

RESUMEN Utilizando la edad de los daños a los árboles y el área de bosque afectado por cada caída en el canchal, se ha obtenido una curva de magnitud-frecuencia de desprendimientos de uno de los canales más peligrosos del Solà d’Andorra (Andorra la Vella).Palabras clave: desprendimientos, magnitud-frecuencia, dendrogeo-morfolo-gía, Andorra.

ABSTRACTUsing the age of tree injuries and the size of forest damaged by each event, the rockfall magnitude-frequency was obtained for one of the most dangerous chutes of Solà d’Andorra (Eastern Pyrenees, Andorra).Key words: rockfalls, magnitude-frequency, tree-ring dating, Andorra.

INTRODUCCIÓNLa elaboración de curvas de magnitud - frecuencia es fundamental para el aná-lisis cuantitativo del riesgo (p.ej. Picarelli et al., 2005). La dendrogeomorfología permite reconstruir series temporales de movimientos de ladera (Moya y Co-rominas, 2004; Moya et al., 2009) aunque no se ha utilizado hasta ahora para desarrollar dichas curvas.

1 Departamento de Ingeniería del Terreno, Cartográfica y Geofísica, Universidad Politécnica de Cataluña, Barcelona, España, [email protected]

500

Figura 1. Situación del canal de la Alzi-na y de los árboles muestreados

El canal de la Alzina es uno de los canales de desprendimientos más activos del Solà d’Andorra, una ladera granítica escarpada que está situada en el municipio de Andorra la Vella (Andorra) (Fig. 1). En 1997 y 1999 sendos desprendimientos llegaron al pie del canchal situado bajo el canal, pie que actualmente está inva-dido por la población de Santa Coloma. En el primero de los desprendimientos, un bloque de 25 m3 impactó contra un edificio y causó un herido grave. En esta comunicación se presenta la aplicación de la dendrogeomorfología para el análi-sis de la magnitud –frecuencia de los desprendimientos del canal de la Alzina.

MÉTODOSLa determinación de la frecuencia de los desprendimientos se realizó en el can-chal en un estudio dendrogeomorfológico anterior (Moya y Corominas, 2004), en el que se describen los tipos de daños que causan los desprendimientos a los árboles y su datación (para más detalles consultar también Moya et al., 2010). Las especies utilizadas han sido Quercus robur y Quercus ilex. Sin embargo, la determinación de la magnitud de los desprendimientos supone un reto. Esto es debido a que los bloques de los eventos sucesivos pueden haberse depositado entremezclándose en el canchal sin que sea posible distinguirlos entre sí al cabo de unos pocos años. La aproximación que se ha utilizado en este trabajo radica en considerar el área de canchal afectado por el desprendimiento como indicadora de la magnitud del mismo. Esta área se ha rastreado en el canchal, que sustenta un bosque den-so (> 950 árboles/ha), considerando la posición de los árboles con heridas de impacto y la edad de las mismas: a) se muestrearon todos los árboles dañados en el canchal (254 árboles) (Fig. 1); b) para cada desprendimiento identificado mediante la datación de heridas, se ha trazado el contorno de la zona de bos-


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que dañado y se ha medido su área (ABD) y c) ésta se ha utilizado como una medida indirecta y grosera de la magnitud del desprendimiento, con la que se ha calculado la curva de magnitud – frecuencia acumulada.La aproximación a la magnitud de los desprendimientos mediante el ABD des-cansa en la hipótesis que las caídas de bloques mayores movilizan un mayor nú-mero de bloques y que, en estos casos, el área afectada en el canchal y el área de bosque dañado son también mayores. Para sustentar esta hipótesis, se ha comparado el área de canchal afectado con el volumen desprendido en 10 casos inventariados en el Solà d’Andorra en los que ambas variables son conocidas.

RESULTADOS Y CONCLUSIONESLa figura 2 muestra la serie temporal de los daños en el bosque del canchal de la Alzina. Se identificaron 12 desprendimientos en el periodo 1979-2002 (24 años). En la figura puede verse que sólo 3 de los 12 desprendimientos afectaron a más de una veintena de árboles; se trata de los desprendimientos ocurridos en los años 1978-79, 1996-97 y 1998-99. Estos dos últimos casos fueron los únicos percibidos por los habitantes de Santa Coloma. El pequeño número de árboles dañado en el resto de casos sugiere que se trata de caídas de pequeño tamaño.

Figura 2. Serie temporal de árboles con heridas de impacto presentes en el canchal de la Alzina

Figura 3. a) Área de tránsito y deposición de bloques en el canchal respecto al volumen del despren-dimiento de diez casos recientes inventariados en el Solà d’Andorra; b) área de bosque dañado (ABD) frente a la frecuencia anual acumulada de desprendimientos en el canchal de la Alzina

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La figura 3a muestra la relación existente entre área de canchal afectado con el volumen desprendido de los 10 casos inventariados en el Solà d’Andorra. A pesar del pequeño número de casos disponibles y de que la dispersión para desprendimientos de pequeño volumen es notable, puede verse una tendencia clara de aumento del área deposicional con el volumen del desprendimiento. Evidentemente, una relación como la mostrada en dicha figura necesita más datos para ser confirmada, pero estos resultados preliminares apoyan el uso del área deposicional y de la ABD de desprendimientos para el análisis de mag-nitud-frecuencia.

La figura 3b muestra la frecuencia anual acumulada de desprendimientos res-pecto a la magnitud, en términos de ABD, correspondiente al canchal de la Alzina. Esta curva debe tomarse con cautela dado el pequeño número de casos utilizados y el corto intervalo temporal contemplado (24 años) y, aunque es similar a otras curvas publicadas, probablemente no es suficientemente largo para reflejar la frecuencia de eventos de gran magnitud (con periodo de retorno más de 50 años). A pesar de sus limitaciones, la curva obtenida es útil para la evaluación de la peligrosidad; de otro modo, dicha curva no se podría haber obtenido en el canchal estudiado puesto que sólo existen dos casos históricos inventariados.

Agradecimientos: Agradecemos la importante contribución de Juan Pérez en el muestreo dendrogeomorfológico y en el análisis de las muestras. Esta investi-gación ha sido financiada por el proyecto Safeland de la Comisión Europea y por el proyecto Big Risk de la CICYT.

BIBLIOGRAFÍA

Moya, J. y Corominas, J. (2004): Determinación de la frecuencia de desprendimientos mediante la dendrocronología. En: Benito, G. y Díez Herrero, A. (eds.): Riesgos naturales y antrópicos en Geomorfología. Actas de la VIII Reunión Nacional de Geomorfología, Toledo. SEG y CSIC, 379-387.

Moya, J., Corominas, J., Perez-Arcas, J. y Baeza, C. (2010): Tree-ring based assessment of rockfall frequency on talus slopes at Solà d’Andorra, Eastern Pyrenees. Geomorphology 138, 393-408.

Picarelli, L., Oboni, F., Evans, S.G., Mostyn, G. y Fell, R. (2005): Hazard characterization and quantification. En: Hungr, O., Fell, R., Couture, R. y Eberthar-dt, E. (eds.): Landslide Risk Management. Taylor and Francis, London, 27-61.


503

DETERMINACIÓN DE LA CURVA DE CRECIMIENTO PARA ASPICILIA RADIOSA APLICADA

EN DATACIONES LIQUENOMÉTRICAS EN CAIDAS DE BLOQUES

Pérez-López, Raúl1, Rodríguez-Pascua, Miguel A.1, Silva, Pablo G.2, Giner-Robles, Jorge L.3, Bischoff, James L.4 y Owen, Lewis A.5

RESUMEN Este trabajo muestra el valor de crecimiento anual para el liquen Aspici-lia radiosa (Hoffm.), derivada a partir de la construcción de la curva de crecimiento dividida en dos zonas bien diferenciadas: (1) curva numérica obtenida de medidas en lápidas en los cementerios colindantes, intervalo temporal de 200 años BP; y (2) curva histórica obtenida a partir de restos arqueológicos documentados, útil para un intervalo temporal de 800 años. El valor calculado es de 0,24 mm/año. Se ha datado un evento de caída de rocas masivo en el Yacimiento Arqueológico de El Tolmo de Minateda (Al-bacete) asociado al terremoto de Lisboa del año 1755 AD, resultando una edad de 1757 ± 4 AD.Palabras clave: liquenometría, Aspicilia radiosa, caída de bloques, Terre-moto de Lisboa 1755, Albacete.

ABSTRACTWe have obtained the annual growth rate for the lichen specie Aspicilia radiosa (Hoffm.) from two ways: (1) rate from cemeteries measurements around the studied area for the last ca. 200 yrs; and (b) rate from archaeo-

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos. Departamento de Investigación y Prospectiva Geocientífica. IGME- Instituto Geoló-gico y Minero de España. C/ Alenza nº1. Madrid, 28003. España, [email protected]; [email protected]. 2 Departamento de Geología. Escuela Politécnica Superior de Ávila. Universidad de Salamanca, [email protected]. 3 Departamento de Geología y Geoquímica. Facultad de Ciencias. Uni-versidad Autónoma de Madrid, [email protected]. 4 Laboratorio de Geocronología. USGS- United States Geological Survey. Menlo Park. California. USA, [email protected] Departamento de Geología. Universidad de Cincinnati. Cincinnati. MA. USA, [email protected]

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logical remains within the same area, expanding the useful time interval to the last 800 yrs. The obtained annual growth rate is 0.24 mm/yr for the selected specie. The obtained growth rate has been applied to individual lichens developed on the free surfaces of large fallen blocks resulting from a gravitational collapse in the southern cliffs of the Archaeological site of El Tolmo de Minateda (Albacete, Spain). The obtained calibrated age (1757 ± 4 years AD) allows identifying the fallen blocks as a single gravitational event related with far-field ground shacking during the well-known 1755 AD Lisbon Earthquake. Key words: lichenometry, Aspicilia radiosa, rock fall, Lisbon Earthquake, Albacete, Spain.

INTRODUCCIÓN Y LOCALIZACIÓN GEOGRÁFICAIntroducciónLa liquenometría consiste en la datación calibrada de superficies i.e. super-ficies geomorfológicas) que hayan desarrollado líquenes en alguna de sus partes. En general, los líquenes son organismos compuestos por la simbio-sis entre un hongo y un alga (McCarthy and Smith, 1995), creciendo en todo tipo de superficies rocosas y/o artificiales (hormigón, cemento, etc.) y bajo cualquier tipo de condición climática.La aplicación en datación consiste en obtener la tasa de crecimiento anual del liquen y asumir un crecimiento continuo (Benedict, 2008). En general, los líquenes presentan crecimientos lineales con poca variación en rela-ción con el clima, dentro de unos límites de variación razonables (Benedict, 2008). Por supuesto, existe un intenso debate sobre el tipo de curva de crecimiento de los líquenes (McCarthy and Smith, 1995; Benedict, 2008), tanto en los estadios a corto como a largo plazo. Los líquenes más utilizados para datación son los crustáceos, puesto que presentan una tasa de creci-miento anual más lenta así como una geometría simétrica. La liquenometría presenta un rango de aplicación durante el Holoceno (e.g. Chueca y Julià-Andrés, 1995).

Área de estudioLa zona de trabajo se sitúa en el yacimiento arqueológico de El Tolmo de Minateda, (Albacete, SE España). El yacimiento se encuentra sobre un pequeño cerro testigo labrado en calcarenitas miocenas del Prebético Ex-terno (Fig.1).


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Figura1. Izquierda: Localización del Tolmo de Minateda.Geographical location of the archaelogical site of El Tolmo de Minateda. Derecha: imagen de detalle del Tolmo, un cerro testigo calcarenítico a 600 m s.n.m. Satellite detailed image of the El Tolmo, a calcarenitic Butte of 600 m a.s.l.

Figura 2. Izquierda: foto de detalle del colapso estudiado, con más de 2000 m3 movilizados. Derecha: fotografía del liquen utilizado para la datación, especie “Aspicilia Radiosa” (Hoffm.)

MÉTODO DE ESTUDIOExisten multitud de trabajos que describen la metodología para la determinación de la tasa de cre-cimiento anual del liquen, combi-nando una descripción fisiológi-ca precisa mediante técnicas de muestreo y clasificación de visu, soluciones químicas coloreadas y análisis de quimiosistemática (In-nes, 1986; Chueca y Julian-An-drés, 1995). El análisis de líquenes

Figura 3. Curva de crecimiento numérica e histórica para la especie “Aspicilia radiosa”, obtenida en cementerios y res-

tos arqueológicos en un radio de 50 km del Tolmo

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se realizó sobre superficies subhorizontales de calcarenita del Mioceno marino sobre rocas caidas (Fig. 2). Sobre estos bloques se ha reconoci-do Lecanora muralis, Aspicilia radiosa, Aspicilia calcarea y Diplotonma epipolium como especies dominantes. La zona de trabajo se encuentra a 600m s.n.m., clima semi-árido (<300mm pp/año). En este trabajo se ha determinado la curva de crecimiento para A. radiosa a partir de dos aproximaciones (Fig. 3).Determinación de la curva numéricaEn un radio de 50 km alrededor de la zona de trabajo, se reconocieron A. radiosa en los cementerios de Hellín, Tobarra, Jumilla, Agramón y Cordovi-lla. Se ha obtenido la curva de crecimiento con una tasa anual de 0,24 mm/año (r2=0,97, n=16), para 200 años BP, y en lápidas esculpidas en rocas carbonatadas similares a las de El Tolmo.Determinación de la curva históricaA partir de tres restos arqueológicos en la zona (Cruz de Madax, acueducto de Albatana y la Torre de Sierra), se obtiene la misma tasa de crecimiento aumentando el rango temporal a 800 años.

APLICACIÓN Y CONCLUSIONESSe han efectuado análisis sobre un total de 21 superficies rocosas de bloques colapsados en la zona sur del Tolmo, obteniéndose los diámetros máximos de la especie A. radiosa listados en la Tabla I.

Tabla I. Valores de diámetro máximo medido con calibre electrónico de “Aspicilia radiosa”


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Aplicando la tasa de crecimiento para 14 medidas de diámetro máximo de A. radiosa, la edad corresponde al año 1757±4 AD, lo que sugiere que fue el terremoto de Lisboa de 1755 AD el responsable de dicho colapso.

Agradecimientos: Este proyecto ha sido financiado por el proyecto del MI-CINN ACTISIS (CGL2006-05001/BTE) y FASEGEO (CGL2009-09726/BTE). Además, este trabajo es una contribución del proyecto INQUA-IGCP-567 de la UNESCO y del proyecto EDASI de la Fundación MAPFRE 2010.

BIBLIOGRAFÍA

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Chueca, J. y Julián-Andrés, A. 1995 Datación de depósitos de derrubios gravitatorios a partir de técnicas liquenométricas (Alta Ribagorza, Pirineo Oriental Oscense). Lucas Mallada, 7: 115-145.

Innes, J.L. 1986. Dating Exposed Rock Surfaces in the Artic by Lichenometry. Artic, Antarctic and Alpine Research, 39(3):253-259.

McCarthy, D.P. and Smith, D.J. 1995. Growth curve for Calcium-tolerant Lichens in the Canadia Rocky Mountains. Artic, Antarctic and Alpine Re-search, 27(3): 290-297.


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DATACIÓN DE EVENTOS PRETÉRITOS DE AVENIDAS TORRENCIALES A PARTIR DEL ANÁLISIS

DENDROGEOMORFOLÓGICO: RÍOS ARENAL Y PELAYO (ÁVILA)

Ruiz-Villanueva, Virginia1; Ballesteros, Juan1, Díez-Herrero, Andrés1, Bodoque, José María2, Stoffel, Markus3, Bollschweiler, Michelle3

RESUMEN La aplicación de técnicas dendrogeomorfológicas en las cuencas de montaña permite datar eventos de avenidas e inundaciones pasadas, complementan-do el registro sistemático y mejorando con ello los análisis de peligrosidad. En este trabajo se presenta el análisis dendrogeomorfológico realizado en dos pequeñas cuencas torrenciales de montaña en los que no existe registro sis-temático de caudales. Para ello se ha llevado a cabo un muestreo de testigos cilíndricos y secciones completas en distintas especies arbóreas (coníferas y vegetación de ribera). Los resultados han permitido datar 15 eventos de ave-nidas pretéritas en las cuencas de los ríos Arenal y Pelayo (Ávila).Palabras clave: dendrogeomorfología, avenida torrencial, inundación, fre-cuencia, Sierra de Gredos.

ABSTRACTThe analysis of flash flood in mountain areas using dendrogeomorphological me-thods allows dating past events, completing the systematic record and impro-ving the hazard analysis. This study shows the dendrogeomorphological analysis

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España, [email protected], [email protected], [email protected]. 2 Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha, Toledo, España, [email protected]. 3 Laboratorio de Dendrogeomorfología dendrolab.ch. Universidad de Berna, Berna, Suiza, [email protected], [email protected].

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in two small mountain catchments where the discharge record is missing. Sam-pling strategy based on cores and discs was carried out in different tree species (conifers and broad-leaved trees). The results allowed dating 15 past flash flood events in the watersheds of Arenal and Pelayo rivers (Central Spain).Key words: dendrogeomorphology, flash flood, flood, frequency.

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOSLa Dendrogeomorfología estudia la respuesta en el patrón de crecimiento y las señales dejadas en los árboles debido a la ocurrencia de procesos geomor-fológicos con el objetivo de datar eventos ocurridos en el pasado Un estudio del estado del arte se puede consultar en Stoffel y Bollschweiler (2008).Las principales señales que se pueden observar en los árboles afectados por las avenidas torrenciales son: (1) heridas con descortezados causados por impactos; (2) erosiones en la corteza por la carga sólida o el flujo; (3) inclinación del fuste por el empuje del flujo o la carga transportada; (4) raí-ces expuestas por erosión del lecho; (5) arranque de ramas y decapitación o crecimiento en candelabro. Además, estos indicadores tienen una res-puesta determinada en el patrón de crecimiento de anillos del árbol, tales como cambios bruscos de la anchura de los anillos, formación de madera de reacción, etc. La localización de estas anomalías en el registro continuo de anillos de crecimiento permite datar eventos de avenidas torrenciales ocurridos en el pasado, según Yanosky y Jarrett (2002).El objetivo general de este trabajo es obtener la frecuencia de las avenidas torrenciales ocurridas en el pasado en dos cuencas torrenciales del centro peninsular, empleando técnicas dendrogeomorfológicas.

ÁREAS DE ESTUDIO, MATERIAL Y METODOLOGÍAEn este trabajo se ha realizado un muestreo de 90 secciones de árboles y 265 testigos cilíndricos en ejemplares arbóreos de dos ríos con dinámica torrencial localizados en la vertiente sur de la Sierra de Gredos en la provincia de Ávila (Figura 1).El primer área de estudio comprende un tramo de 2,5 km del río Pelayo, aguas arriba de la localidad de Guisando. En esta zona se seleccionaron 98 Pinus pi-naster Ait. que presentaban una o más evidencias externas causadas por aveni-das torrenciales. Las 265 muestras recogidas con ayuda de la barrena Pressler fueron analizadas en laboratorio, previo pulido y preparación de las mismas. Para el conteo y medida de los anillos de crecimiento se utilizó una mesa de me-dida Lintab y el software TsapWin 4.6 (RinntechTM), con el que se obtuvieron


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Figura 1. (A) Localización de las zonas de estudio. (B) Imagen superior: muestreo en campo en el río Pe-layo con barrena Pressler. Imagen inferior: muestreo en campo de secciones completas en el río Are-

nal. (C) Imagen izquierda: Testigos cilíndricos. Imagen derecha: rodaja pulida con descortezados

las curvas de crecimiento y se dataron las anomalías de crecimiento. El tipo de anomalía detectada, su intensidad, el porcentaje de árboles afectados para un mismo año y la distribución espacial de éstos permitieron datar los eventos de avenidas pasadas, ver Ruiz-Villanueva et al. (2010). El segundo área de estudio comprende un tramo de 2 km. del río Arenal, a su paso por la localidad de Arenas de San Pedro, donde se encuentra par-cialmente canalizado. En octubre de 2008, la Confederación Hidrográfica del Tajo llevó a cabo labores de poda selectiva en el cauce, que fueron aprove-chadas para obtener secciones completas de los árboles en esta zona. Así, se analizaron un total de 90 ejemplares de Alnus glutinosa L. y Fraxinus angustifolia Vhal. que presentaban heridas producidas por las avenidas to-rrenciales. De estos 90 ejemplares, 68 fueron analizados en campo mien-tras que 22 rodajas fueron analizadas en el laboratorio empleando métodos de análisis convencional según Zielonka et al. (2008).

512

RESULTADOSComo resultado del análisis de las muestras del río Pelayo se han detectado 280 anomalías de crecimiento, de las cuales la más común ha sido la su-presión en el crecimiento, que se detecta en un 70% de las muestras. Por el contrario, heridas producidas por avenidas fueron detectadas sólo en un 7% de los casos (Tabla 1).

Años

eventos

Árboles

afectados

Árboles

existentes

% de árboles

afectados

1963 6 26 23,08

1966 7 26 26,92

1973 4 46 8,70

1976 7 50 14,00

1989 5 79 6,33

1996 15 93 16,13

2000 36 94 38,30

2005 6 94 6,38

Tabla 1. Años en los que se han datado avenidas torrenciales en función de las ano-malías de crecimiento detectadas en las muestras tomadas en el río Pelayo

En el caso del río Arenal se detectaron 162 heridas; basándose en el núme-ro y distribución de los ejemplares afectados, se han datado como eventos los años: 1978, 1979, 1993, 1995, 1996, 1997, 1998, 2000, 2003 y 2005.

Agradecimientos: La elaboración de este trabajo se enmarca en el proyec-to de investigación Dendro-Avenidas (CGL2007- 62063/HID) del Ministerio de Ciencia e Innovación. Los autores quieren agradecer su colaboración a: Mario Hernández (IGME), Ayuntamientos de Guisando y de Arenas de San Pedro (Ávila), Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Castilla y León, Confederación Hidrográfica del Tajo, a los celadores medioambientales de la Comarca de Arenas de San Pedro y Guisando, a los operarios de Tragsa y al personal del laboratorio Dendrolab.ch de la Universidad de Berna (Suiza).

BIBLIOGRAFÍA

Ruiz-Villanueva, V.; Díez-Herrero, A.; Stoffel, M.; Bollschweiler, M.; Bodoque, J.M. y Ballesteros, J. (2010): Dendrogeomorphic analysis of flash floods in a small ungauged mountain catchment (Central Spain). Geomorphology.118, 383-392.

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Zielonka, T., Holeksa, J., Ciapala S. (2008): A reconstruction of flood events using scarred trees in the Tatra Mountains, Poland. Dendrochronologia 26, 173–183.


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RELACIÓN ENTRE INDICADORES DENDROGEOMORFOLÓGICOS Y ELEMENTOS GEOMORFOLÓGICOS EN EL ANÁLISIS

DE AVENIDAS TORRENCIALES: RÍO PELAYO (GUISANDO, ÁVILA)

Ruiz-Villanueva, Virginia1, Díez-Herrero, Andrés1, Bodoque, José María2, Ballesteros, Juan1, Stoffel, Markus3, Bollschweiler, Michelle3

RESUMEN La Dendrogeomorfología es una disciplina que se basa en la Dendrocronolo-gía para datar y medir las formas, depósitos y procesos geomorfológicos. En este trabajo se ha realizado un análisis de la relación existente entre los indi-cadores dendrogeomorfológicos presentes en árboles afectados por avenidas torrenciales y la posición geomorfológica que ocupan en un tramo del río Pe-layo (Guisando, Ávila). Los resultados obtenidos han permitido relacionar la dinámica de los procesos torrenciales con las afecciones a la vegetación.Palabras clave: Dendrogeomorfología, avenida torrencial, inundación, in-dicador dendrogeomorfológico, Sierra de Gredos.

ABSTRACTDendrogeomorphology is based on dendrocronolgy in order to date and mesaure geomorphic landforms deposits and processes. This work presents the analysis of the relation existing between the dendrogeomorphologic evidence in trees affected by flash floods and its geomorphic location in the torrent in the Pelayo River (Guisando, Ávila). The results obtained from the relation between the detailed geomorphological mapping and the external evidence in the trees allowed finding a relation between both.

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España. [email protected], [email protected], [email protected]. 2 Departamento de Ingeniería Geológica y Minera. Universidad de Castilla-La Mancha, Toledo, España. [email protected]. 3 Laboratorio de Dendrogeomorfología dendrolab.ch, Universidad de Berna, Suiza. [email protected], [email protected]

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Key words: Dendrogeomorphology, flash flood, flood, dendrogeomorphic evidence, Sierra de Gredos.

INTRODUCCIÓN, OBJETIVOS Y ÁREA DE ESTUDIOLas principales señales (indicadores macroscópicos) que se pueden obser-var en los árboles afectados por las avenidas torrenciales son: heridas con descortezados, erosiones, inclinación del fuste, raíces expuestas, arranque de ramas y decapitación o crecimiento en candelabro, según Stoffel y Bolls-chweiler (2008) y Ruiz-Villanueva et al. (2010).El objetivo general de este trabajo es realizar un análisis de detalle de la relación entre los indicadores dendrogeomorfológicos observados en los ár-boles afectados por avenidas torrenciales y la posición geomorfológica que ocupan en el torrente.La zona de estudio comprende un tramo de 2,5 km del río Pelayo, en Gui-sando (Ávila). El área de su cuenca es de 20,6 km2, y la altitud varía desde 2300 a 500 m snm aproximadamente, siendo la pendiente media del to-rrente de 15º. La geología la conforman rocas graníticas y metamórficas del Paleozoico Superior, y formaciones superficiales cuaternarias.

METODOLOGÍALa caracterización geomorfológica se ha realizado siguiendo métodos clási-cos de cartografía fisiográfica y morfométrica. El principal proceso que tiene lugar en este canal torrencial es la génesis y migración de barras, por lo que se ha realizado una clasificación simplificada de estos depósitos según Bluck (1979). Se han seleccionado 98 individuos de Pinus pinaster Ait., que mos-traban uno o más indicadores dendrogeomorfológicos, ubicados en el cauce o en sus cercanías. Cada individuo estudiado ha sido localizado, siglado y marcado sobre la cartografía geomorfológica, y se han tomado las siguien-tes medidas: circunferencia y altura del árbol y distancia al cauce.

RESULTADOSSe ha elaborado la cartografía de detalle diferenciándose cuatro unidades fisiográficas: superficie de cumbres; laderas escarpadas; laderas débilmen-te escarpadas y superficie tipo piedemonte. Las barras se han clasificado como: barras medias-longitudinales; laterales-longitudinales; laterales-se-milunares (point bars); diagonales-transversales; y diques naturales latera-les (leveés). Se ha realizado el análisis de su distribución espacial a lo largo del tramo, así como del área y porcentaje que ocupan.


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El análisis de la relación entre la posición geomorfológica que ocupa el árbol y los indicadores que presenta se resume en la Tabla 1.

Tabla 1. Número de individuos que muestran un indicador dendrogeomorfológico concreto en una ubicación geomorfológica determinada.

FI: Fuste Inclinado; RE: Raíces Expuestas; RF: Raíces flotantes; E/A: Erosión o abrasión del fuste; FE: Fuste Enterrado; H/D: Herida o Descortezado; D/C: Decapitaciones; CB: cabeza de la barra, CL: cola de la barra; M: margen lateral en barra media. ME: Margen Exterior de barra lateral; MI: Margen Interior; TR: Tramos Rectos; CE: Curva externa de meandro; CI: Curva Interna; CONF: Con-fluencia de dos canales. C-D dirección y sentido de la corriente, mientras que la posición A-B, es el eje perpendicular. Las barras laterales-longitudinales, laterales-semilunares y transversales-diagonales se han agrupado como laterales

La relación energética entre los indicadores dendrogeomorfológicos y su posición en el torrente queda representada en la Figura 1.

Figura 1. Relación entre la energía de las facetas geomorfológicas y la de los indicadores. El tamaño de las bolas representa el número de individuos con una evidencia concreta en una posición geomorfológica determinada. Abreviaturas: Tabla 1

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En la figura 1 se observa cómo un número mayor de indicadores dendro-geomorfológicos se asocian a las facetas geomorfológicas más energéticas. También se observa una buena asociación entre un mismo indicador y su localización geomorfológica en el torrente.

Agradecimientos: La elaboración de este trabajo se enmarca en el proyecto de investigación Dendro-Avenidas (CGL2007-62063) del Ministerio de Cien-cia e Innovación. Los autores quieren agradecer su colaboración a: Ayun-tamiento de Guisando (Ávila), Consejería de Medio Ambiente de la Junta de Castilla y León, Confederación Hidrográfica del Tajo, Casa del Parque El Risquillo (Guisando), a los celadores medioambientales de la Comarca de Arenas de San Pedro y Guisando, y al personal del laboratorio Dendrolab.ch de la Universidad de Berna (Suiza).

BIBLIOGRAFÍA

Bluck, B.J. (1979): Structure of coarse grained braided stream alluvium, Trans. R. Soc. Edinb. 70, 181–221.

Ruiz-Villanueva, V.; Díez-Herreo, A.; Stoffel, M.; Bollschweiler, M.; Bodoque, J.M. and Ballesteros, J. (2010): Dendrogeomorphic analysis of flash floods in a small ungauged mountain catchment (central Spain). Geomorphology. 118, 383-392.

Stoffel, M. and Bollschweiler, M. (2008): Tree-ring analysis in natural hazards research – an overview. Nat. Hazards Earth Syst. Sci., 8, 187–202.


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APLICACIÓN DE MÉTODOS DENDROGEOMORFOLÓGICOS A LA DATACIÓN DE EVENTOS SÍSMICOS:

TERREMOTO DE EL SALVADOR, FEBRERO DE 2001

Ruiz Villanueva, Virginia1, Martínez Díaz, José J.2, Álvarez Gómez, José A.2, 4, Génova, M del Mar3, y Díez Herrero, Andrés1

RESUMENEstudiando el patrón de crecimiento en los anillos de árboles en zonas don-de se han producido roturas del terreno, cambios en la geomorfología o hidrología, aceleraciones y desplazamientos del terreno originados por te-rremotos, pueden obtenerse datos paleosismológicos. El objetivo general de este trabajo es explorar las posibilidades de aplicación de las fuentes de datos y métodos dendrogeomorfológicos en la datación y caracterización de eventos sísmicos. Para ello se analiza la respuesta en el patrón de anillos de árboles afectados en el terremoto de magnitud Mw 6.6 que tuvo lugar en El Salvador en 2001.Palabras clave: Dendrogeomorfología, paleosismología, terremoto, El Sal-vador.

ABSTRACTDendrogeomorphology allows improvement of the understanding of the pa-laeosismology analysis; it is based on how the growth pattern in tree rings may be affected in trees located in areas where there were ground breaks, changes in geomorphology and hydrology, accelerations and ground sha-king caused by earthquakes. The aim of this paper is to explore the possibi-

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España. [email protected], [email protected]. 2 Dpto. de Geodinámica, Universidad Complutense. [email protected], [email protected]. 3 Unidad Docente de Botánica, Es-cuela de Ingeniería Técnica Forestal, Universidad Politécnica de Madrid, Madrid, España. [email protected]. 4 Instituto de Hidráulica Ambiental, Universidad de Cantabria. [email protected],

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lities of applications of dendrogeomorphological data sources and methods in dating seismic events. To carry out this work we examine the response in the pattern of tree rings of affected trees in the 2001 Mw 6.6 El Salvador earthquake.Key words: Dendrogeomorphology, paleosismology, earthquake, El Salvador.

INTRODUCCIÓNCuando tiene lugar un terremoto, los árboles que se encuentran en la zona afectada y que sobreviven al evento pueden sufrir afecciones que se reflejan en su patrón de crecimiento de anillos, modificando sus caracteres anatómi-cos. Estas afecciones permiten datar y caracterizar el evento según Jacoby (1997) y Bekker (2004), y de forma general pueden ser: (1) supresión del crecimiento; (2) incremento del crecimiento; (3) crecimiento excéntrico y/o formación de madera de reacción. El grado y tipo de perturbación en los ár-boles dependerá de la profundidad, la magnitud y las características geológi-cas del terremoto, así como de la posición relativa de los individuos arbóreos, siendo posible obtener información con una precisión intra-anual, y realizar una estimación cuantitativa de la magnitud y la extensión espacial afectada.

ÁREA DE ESTUDIO Y OBJETIVOSEn febrero de 2001, un terremoto de magnitud Mw 6.6 azotó la zona cen-tral de El Salvador causando cientos de víctimas mortales, miles de heridos

Figura 1. Izquierda: Mapa geológico y de situación de la zona de estudio, se marca la posición de las muestras y la traza de la zona de falla de El Salvador,. Derecha: Foto muestreando un árbol mediante barrena Pressler, a suficiente altura para evitar los contrafuertes


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y cuantiosos daños materiales así como gran cantidad de deslizamientos de ladera. Este terremoto tuvo su origen en la reactivación del segmento Ilopan-go-San Vicente de la zona de falla de El Salvador, produciendo un desplaza-miento cosísmico de hasta 50 cm a lo largo de más de 20 km de ruptura, ver Martínez Díaz et al. (2009), y aceleraciones máximas > 0.4 g (Fig.1).El Salvador es una zona de elevada actividad sísmica, sin embargo, el re-gistro prehistórico e histórico antiguo está bastante incompleto. Es en estos casos cuando se presenta el mayor potencial de las técnicas dendrogeomor-fológicas al estudio de la paleosismología y peligrosidad sísmica. Un aspecto importante en este estudio, es la utilización de las especies arbóreas sub-tropicales, ya que no han sido utilizadas habitualmente y son prácticamente desconocidas en su potencial de uso para estos fines.Los objetivos marcados para esta primera fase del estudio fueron: (1) Estudiar la aplicación de la dendrogeomorfología a la geología de terre-motos en zonas con especies arbóreas subtropicales; (2) diseñar estrate-gias de muestreo y protocolos de análisis específicos y novedosos para el estudio dendrogeomorfológico en estas zonas.

MATERIALES Y MÉTODOSEl muestreo de árboles está basado en criterios de caracteres externos sus-ceptibles de evidenciar la interferencia entre el ejemplar y la actividad sís-mica. En esta zona, donde no existe experiencia previa sobre las especies arbóreas más aptas, se realizaron encuestas y consultas a la población local sobre qué árboles tuvieron respuestas más drásticas al evento sísmico del 2001. Cada ejemplar fue muestreado mediante el uso de barrena Pressler. Las muestras extraídas son preparadas para su estudio; su medición y la obtención de series dendrocronológicas datadas se realiza en una mesa de medida LINTAB asociado al programa TSAPWin (Rinntech, 2010).

RESULTADOS Y DISCUSIÓNSe recogieron 33 muestras de 11 especies distintas (Ficus sp., Mangifera in-dica, Lonchocarpus salvadorensis, Bursera simaruba, Sapium aucuparium, Persea americana, Ceiba pentandra, Andira inermis, Astronium graveolens, Cedrela orodata, y Pinus sp.). Los primeros resultados de su análisis y la recopilación bibliográfica han puesto de manifiesto la necesidad de limitar el análisis de detalle a 3 taxones (Ceiba pentandra, Cedrela orodata y Pin-us sp.). La principal dificultad de trabajar con especies subtropicales es la identificación de los limites de anillos (excepto en los pinos), ya que se tra-

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ta de madera de porosidad difusa, y los limites no son siempre fácilmente reconocibles. Las especies seleccionadas son las que presentan límites de anillos mejor definidos.Las curvas de crecimiento de estas muestras han revelado una disminución significativa de la anchura de los anillos en varias fechas: 2001-2006, 1993-1996, 1982-1986 y en 1963-1969. Sin embargo, es necesario un muestreo sistemático y de un mayor número de ejemplares para tener una buena representación estadística. Además para caracterizar adecuadamente las anomalías ocasionadas por el terremoto de 2001, es necesario realizar un análisis anatómico empleando láminas delgadas.

Agradecimientos: Este estudio está siendo financiado por el proyecto GEO-TACTICA (CGL2009-14405-C02-02BTE) del Plan Nacional de I+D+i. Sus resultados serán de utilidad igualmente en el proyecto FASEGEO (CGL2009-09726). Los autores agradecen la colaboración de los miembros del pro-yecto DENDRO-AVENIDAS (CGL2007-62063; www.dendro-avenidas.es), en particular a Mario Hernández; y el apoyo técnico del MARN-SNET de El Salvador, especialmente de Manuel Díaz y Douglas Hernández así como las facilidades e información de la población local.

BIBLIOGRAFÍA

Bekker, M.F. (2004): Spatial variation in the response of tree rings to normal faulting during the Hebgen Lake Earthquake, Southwestern Montana, USA. Dendrochronologia, 22, 53–59.

Jacoby, G.C. (1997): Application of tree ring analysis to paleoseismology. Rev. Geophys., 35, 109–124.

Martinez-Diaz, J.J. Canora, C., Villamor, P., Capote, R., Alvarez-Gomez, J.A., Berryman, K. Bejar, M. y Tsige, M. (2009): Tectonic interpretation of the 13 february 2001, mw 6.6, El Salvador Earthquake: New evidences of coseismic surface ruptura and paleoseismic activity. Geophysical Research Abstracts, Vol.11, EGU2009- 2692.

Rinntech, (2010): LINTAB: Precision ring by ring. http://www.rinntech.com/Products/ Lintab.htm


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ANÁLISIS DENDROGEOMORFOLÓGICO Y REGISTRO DE PALEOINUNDACIONES EN LA CUENCA DEL RÍO TILL

(NE INGLATERRA): RESULTADOS PRELIMINARES

Ruiz Villanueva, Virginia1, Thorndycraft, Varyl2, Díez Herrero, Andrés1

RESUMEN La hidrología de paleoinundaciones no está muy desarrollada en Inglaterra hasta el momento. En este trabajo se presentan los primeros resultados obtenidos en el análisis de paleoinundaciones llevado a cabo en el río Till (NE de Inglaterra). Se han empleado técnicas dendrogeomorfológicas para complementar los datos de depósitos sedimentarios de inundaciones. Los primeros resultados indican que el uso de dendrogeomorfología permite cuantificar los caudales de eventos recientes ocurridos en los afluentes de alta energía que no disponen de estaciones de aforo para validar modelos hidrológicos e hidráulicos y completar las series. Palabras clave: Dendrogeomorfología, paleoinundación, río Till, Inglaterra.

ABSTRACTPalaeoflood hydrology in the UK to date has been limited. This paper pre-sents preliminary results of a study in the Till basin (NE England) focused on investigating the applicability of dendrogeomorphology to complement sedimentary palaeoflood records. The results indicate that dendrogeomor-phology provides a methodology for quantifying flood discharges of recent events in high energy ungauged tributaries, and hence will improve the va-lidation of hydrological and hydraulic models.

1 Área de Investigación en Peligrosidad y Riesgos Geológicos, Instituto Geológico y Minero de España, Madrid, España. [email protected]; [email protected]. 2 Departamento de Geografía, Royal Holloway, Universidad de Londres, Egham, Reino Unido. [email protected].

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Key words: Dendrogeomorphology, palaeoflood, Till River, England.

INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOSEn Europa, la necesidad de una gestión eficaz de las inundaciones ha sido articulada a través de la Directiva europea (2007/60/EC) de evaluación y gestión del riesgo de inundaciones. En el Reino Unido, la recopilación de buenas prácticas en análisis de inundaciones se recoge en el Manual de la estimación de inundación (FEH; Reed, 1999). Una de las principales limi-taciones es la no disponibilidad de series suficientemente largas de datos de precipitación y/o caudal; en estos casos, la guía recomienda, para la estimación de períodos de retorno de eventos extremos, el uso de datos no sistemáticos, como los procedentes de análisis de paleoinundaciones, ver Benito y Thorndycraft (2005). Sin embargo, su aplicación general en el Reino Unido no está muy extendida según Reed (1999). Desde la publica-ción de la FEH, se han llevado a cabo un número limitado de estudios de paleoinundaciones (Werrity et al., 2006 y Macklin y Rumbsy, 2007). Pero el estudio de Thorndycraft (2009) en el río Till es el primero en estudiar sedi-mentos de paleocrecidas dentro de una garganta. El objetivo de este trabajo es realizar un estudio dendrogeomorfológico para complementar el estudio multidisciplinar en la cuenca del río Till. El uso de dendrogeomorfología en el análisis de inundaciones permite datar eventos pasados, complementando el registro sistemático y mejorando con ello los estudios de peligrosidad estimando su frecuencia y magnitud mediante la calibración de modelos hidráulicos, ver Yanosky y Jarrett (2002).

ÁREA DE ESTUDIO Y METODOLOGÍALa cuenca del río Till tiene una superficie de aprox. 675 km2; sus principales afluentes (Glen, Breamish y Wooler Water) descienden por las laderas del ma-cizo granítico de Cheviot (Fig. 1A). Estos afluentes se caracterizan por ser arro-yos de montaña de alta energía con un elevado transporte de carga sólida.El registro instrumental se encuentra espacialmente limitado y temporal-mente fragmentado con estaciones de aforo en el río Glen en Kirknewton (199 km2, 1961-actualidad sin registro en el intervalo 1983-1990), el río Till en Etal (648 km2, 1955-1981) y Heaton Mill (656 km2, 2002-actualidad). La mayor inundación registrada en la historia ha sido el evento de 2008, estimado en 121 m3/s para río Glen (6 de septiembre) y 415 m3/s para el Till (7 de septiembre), donde la lámina de agua alcanzó unos 3,5 m y so-brepasó los diques de protección frente a inundaciones e inundó superficies


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de terraza pleistocena. Sin ambargo, en el tramo final del río hay depósitos holocenos de paleocrecidas que indican niveles superiores al del evento de 2008 (Fig. 1D).

Figura 1. A. La zona de estudio; B. Perfíl del College Burn con la altura de la herida indicada y la lámina de agua; C. Foto de la herida; D Perfíl del rio Till en la zona de la garganta con los niveles de la crecida de 2008 y las paleocrecidas indicada (modificado de Thorndycraft, 2009)

El análisis dendrogeomorfológico consistió en el muestreo con barrena Pressler de aquellos árboles (Alnus glutinosa y Fraxinus angustifolia) que presentaban algún daño producido por las inundaciones (descortezados, principalmente). Las muestras recogidas fueron analizadas en laboratorio. Para el conteo y medida de los anillos de crecimiento se emplea una mesa de medida Lintab y el software TsapWin 4.6 (RinntechTM). Además se rea-lizó un levantamiento topográfico de detalle de un tramo del río con el objetivo de estimar los caudales mediante sencillas fórmulas hidráulicas unidimensionales (ecuación de Manning).

RESULTADOS Y DISCUSIÓNComo resultado del análisis dendrogeomorfológico, hasta el momento, se han detectado heridas en los años 1992, 1998 y 2008. Se pone de manifies-to la necesidad de realizar un muestreo sistemático de un mayor número de ejemplares arbóreos. El evento de 2008 produjo numerosos daños en la vegetación, dejando heridas y descortezados en los árboles. Estas señales se emplearon para estimar su caudal, que en una primera estimación in-dicó un rango de caudales de 104-127 m3/s (según un rango de rugosidad de 0,045-0,055) para la crecida de 2008 del College Burn. En el futuro se

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incorporará un modelo digital de elevaciones (LIDAR) para mejorar la topo-grafía y permitir la estimación de caudal a través de un modelo hidráulico más sofisticado. La comparación de edades y alturas de los distintos ele-mentos estudiados (descortezados, depósitos detríticos y acumulaciones de flotantes) puede aportar interesantes conclusiones para el futuro uso de unos, otros o combinación de varios, como indicadores de paleoniveles mínimos sobre todo en los afluentes de alta energía.

Agradecimientos: Los autores quieren agradecer a la Environment Agency su colaboración, al Natural England por la tramitación de los permisos para muestrear los árboles dentro de una zona SSSI (Site of Special Scientific Interest). El trabajo de dendrogeomorfología está siendo financiado por el Proyecto Dendro-Avenidas (CGL-2007-62063 HID, www.dendro-avenidas.es) del Ministerio de Ciencia e Innovación que se desarrolla en el IGME. Los autores quieren agradecer su colaboración a Mar Génova (Escuela Técni-ca de Ingenieros Forestales de Madrid), José Mª Bodoque (Universidad de Castilla-La Mancha) y Mario Hernández (IGME).

BIBLIOGRAFÍA

Benito G y Thorndycraft V.R. (2005): Palaeoflood hydrology and its role in applied hydrological sciences. Journal of Hydrology, 313, 3-15.

Reed, D.W. (1999): Flood estimation handbook. Volume 1: Overview. Institute of Hydrology, Wallingford, 108pp.

Macklin, M.G., Rumsby, B.T. (2007): Changing climate and extreme floods in the British uplands. Transactions of the Institute of British Geogra-phers NS 32, 168–186.

Thorndycraft, V.R. (2009): Quantifying flood response to Late Holocene global change. Geophysical Research Abstracts, 11, EGU2009-1966.

Werrity, A., Paine, J.L., Macdonald, N., Rowan, J.S., McEwen, L.J. (2006): Use of multi-proxy flood records to improve estimates of flood risk: Lower River Tay, Scotland. Catena 66, 107-119.

Yanosky, T.M. y Jarrett, R.D. (2002): Dendrochronologic evidence for the frequency and magnitude of paleofloods In: House, P.K., Webb, R.H., Baker, V.R., and Levish, D.R.(eds) Ancient Floods, Modern Hazards: Principles and Applications of Paleoflood Hydrology. American Geophysical Union, Water Science and Application Series 5, 77-89.


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DATACIÓN DE DEPÓSITOS RECIENTES EN FONDOS DE VALLE HOLOCENOS MEDIANTE DENDROCRONOLOGÍA: APLICACIÓN

SOBRE TAMARIX CANARIENSIS EN BARRANCOS TRIBUTARIOS DEL HUERVA (SECTOR CENTRAL DEL VALLE DEL EBRO)

Saz-Sánchez, Miguel A.1, Peña-Monné, José L.1 y Longares Aladrén, Luis1

RESUMEN La presencia de Tamarix canariensis en depósitos actuales y subactuales del Barranco de la Morera, tributario del río Huerva (Provincia de Zaragoza), ha permitido mediante la aplicación de técnicas dendrocronológicas realizar una datación mínima de éstos en 1955 y 1979. Esta datación se ha puesto en relación con eventos de precipitación extrema que pudieran haber pro-vocado activado episodios erosivo-sedimentarios en el Barranco.Palabras clave: Dendrogeomorfología, Tamarix canariensis, Holoceno.

ABSTRACTThe presence of Tamarix canariensis on recent alluvium materials in the Bar-ranco de la Morera, Huerva River tributary (Zaragoza province), has allowed the dating of these materials in 1955 and 1979 using dendrochronological techniques. This dating has been made in relation to extreme precipitation events that could have led to the flooding of this ephemeral stream.Key words: Dendrogeomorphology, Tamarix canariensis, Holocene

1 Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza, Zaragoza, España, [email protected]

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INTRODUCCIÓNLas incisiones y los niveles de acumulación recientes pueden aportan infor-mación interesante sobre la dinámica erosiva en medios semiráridos. Esa información pasa sin embargo por obtener dataciones correctas de unas morfologías que, por su corto periodo de formación y lo reciente de su cronología, no pueden abordarse por métodos tradicionales. Pueden aplic-arse sin embargo métodos basados en elementos bióticos que interactúan con la evolución geomorfológica, dando buenos resultados la utilización de la información cronológica aportada por los patrones de crecimiento anual de la vegetación, habiéndose acuñado el término dendrogeomorfología para describir este método.

ÁREA DE ESTUDIOEl río Huerva es afluente del Ebro. En su curso final, algunos de los barrancos tributarios del Huerva atraviesan los niveles arcillosos y evaporíticos de la Fm Zaragoza que son cortados por profundas incisiones. En algunas se produjo durante el Holoceno un relleno que ha dado lugar a valles de fondo plano. Algunos han conservado su relleno. Pero en otros ha dominado hasta la ac-tualidad una dinámica erosiva. Es el caso del Barranco de la Morera, donde destaca una gran etapa de relleno que se inicia en torno al 6000 BP y que cul-mina en los siglos III y IV d.C. (Nivel N3). La incisión posterior sigue activa, aunque con interrupciones datadas en los siglos XIV (Nivel N2) y XVII (Nivel N1) (según Peña et al., 1998, 2000), coincidiendo con eventos fríos conoci-dos. Encajados por debajo nivel N1 es posible diferenciar dos etapas más, relacionadas con la dinámica reciente del barranco: los niveles N0b y N0a, colgados sobre el cauce actual en 2,5-1,7 m y 0,7-0,3 m. Sobre el nivel N0b se observan ejemplares de Tamarix canariensis, en algunos casos descalza-dos o afectados por torsiones en el tallo y heridas en el cambium. También sobre el nivel N0a, de menor porte y previsiblemente menor edad.

METODOLOGÍASe extrajeron secciones del tronco de dos ejemplares de T. canariensis situ-ados en el nivel N0b, uno en la zona denominada Morera I (muestra Morera I.1) y otro, aguas abajo, en la zona Morera II (muestra Morera II.1). En el área Morera I se extrajeron además muestras de otro ejemplar, de menor porte, situado sobre el nivel N0a (muestra Morera I.2). En las muestras Mor-era I.1 y Morera II.1 (nivel N0b), se observan zonas en las que no progresó el crecimiento radial. La muestra Morera I.2 (nivel N0a), ofrece un crecimiento


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concéntrico. La medición de los crecimientos anuales se realizó en una mesa de medición LinnTab. La sincronización estuvo asistida por CATRAS y CO-FECHA. En las muestras Morera I.1 y Morera II.1 se midieron y sincronizaron los anillos anuales desde el centro hasta la zona en la que el crecimiento había progresado hasta la actualidad (Morera I.1a y Morera II.1a) y hasta la zona en la que se había interrumpido (Morera I.1b y Morera II.1b).

RESULTADOS Y DISCUSIÓNLa tabla 1 muestra los coeficientes de correlación calculados por COFECHA y la datación de las muestras. Los resultados coinciden en señalar una misma cronología para los ejemplares de T. canariensis Morera I.1 y Morera II.1, el año 1955, lo que daría una datación mínima para el nivel N0b. Este nivel ofrece una mayor extensión superficial a lo largo del cauce, que nos haría pensar en una posible estabilización y regularización más amplia. Ambas muestras presentan una interrupción en su crecimiento datada en 1979 (Mor-era I.1b y Morera II.1b). La muestra Morera I.2, obtenida en el nivel N0a, se ha datado también en 1979, cronología que aportaría una edad mínima para ese depósito encajado dentro del nivel N0b. La serie Morera I.1a pre-senta además una disminución importante de su crecimiento radial a partir de un anillo determinado. El Standard Normal Homogeneity Test (SNHT) (Al-exandersson, 1986), implementado en el software AnClim (Štěpánek, 2003), señala que es a partir de 1980 cuando se produce un cambio significativo en las características estadísticas de la serie de crecimientos.

Muestra R (Pearson) Datación

Morera I.1a 0.79 1955-2003

Morera I.1b 0.66 1955-1979

Morera I.2 0.50 1979-2003

Morera II.1a 0.46 1955-2003

Morera II.1b 0.51 1955-1979

Tabla 1. Sincronización y datación de las muestras de T. canariensis

Estas dataciones se han puesto en relación con los datos pluviométricos de los observatorios localizados en un entorno no superior a 25 km del Bº de la Morera. Se construyeron dos series representativas de los máximos men-suales de precipitación diaria en Zaragoza-Aeropuerto y Tosos. En la Tabla 2 se han resumido los cinco valores máximos.

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Evento Zaragoza-Aeropuerto Tosos

1 Nov-1968 66,7 l/m2 Ago-1951 73,5 l/m2

2 May-1979 62,3 l/m2 May-1979 70,1 l/m2

3 Sep-1972 57,7 l/m2 Sep-1972 69,8 l/m2

4 Abr-1997 54,3 l/m2 Jul-1952 65 l/m2

5 May-2000 52,9 l/m2 Jun-1978 62,2 l/m2

Tabla 2. Valores máximos mensuales de precipitación diaria (1951-2000)

En ambas se ha identificado en el mes de mayo de 1979 el segundo evento de precipitación diaria más importante de los últimos 50 años. Acudiendo al dato diario a partir del que se generaron las series, observamos que en un mismo día, el 31 de mayo de 1979, se recogen volúmenes importantes de precipitación en todos los observatorios de la zona: 51 l/m2 en Zaragoza-Observatorio, 57,6 en Zaragoza-Botánico, 60,7 en Zaragoza-Aeropuerto, 65 en Zaragoza-Pikolín, 82,3 en Mezalocha, 48 en Villanueva de Huerva y 80 l/m2 en Tosos.Esta coincidencia espacial nos hace pensar en un evento pluviométrico im-portante no sólo a nivel local sino en un ámbito espacial mayor, que pudo provocar la crecida e inundación del Barranco de la Morera, coincidiendo su cronología con la que ofrecen los elementos bióticos analizados. La in-terrupción en 1979 del crecimiento radial en una parte del tallo de los T. canariensis localizados sobre el Nivel N0b y la datación, también en 1979, del Nivel N0a, encajado en el Nivel N0b, podrían estar relacionadas con la ocurrencia de ese evento hidrológico importante, capaz de incidir sobre los materiales del Nivel N0b datado en 1955, destruyendo el sistema radicular de los T. canariensis desarrollados sobre ese nivel y provocando anomalías en su crecimiento posterior (a partir de 1980), así como de depositar nue-vas acumulaciones de material en un nivel inferior (N0a, datado en 1979).

BIBLIOGRAFÍA

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geomorfologÍa glaciar y periglaciar de...432 del circo se caracteriza por una sucesión de rellanos...

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