¿PUEDE EL EBRO MULTIPLICAR SUS CRECIDAS MÁS DE UN ORDEN DE MAGNITUD?

Tierra y Tecnología nº 56 | DOI (Digital Object Identifier)  Autor: F.X. Castelltort Aiguabella (xavier.castelltort@gmail.com), J.C. Balasch Solanes (josepcarles.balasch@udl.cat). Departament del Medi Ambient i Ciències del Sòl, Universitat de Lleida. Av. de l’Alcalde Rovira Roure 191. Lleida.

RESUMEN

Las megacrecidas fluviales son episodios de una gran trascendencia geomorfológica por su alta capacidad energética y su muy baja frecuencia en el registro geológico. Su rareza es superior en áreas alejadas de las grandes masas glaciares continentales. Los problemas de desagüe de los desfiladeros del curso bajo del Ebro son la causa de la acumulación de depósitos fluviales con origen en el río Ebro que han remontado los valles de torrentes tributarios en la cubeta de Móra. El paradigma de estas formaciones es el torrente del Comte, donde dos unidades deposicionales de edad diferente muestran procesos de flujo torrente arriba, hasta unos 4 km, y reflujo torrente abajo, con estructuras sedimentarias de muy alta energía. El uso de herramientas de simulación hidráulica bidimensional indica que serían necesarios caudales punta superiores a los 100.000 m3 · s-1, con alturas de agua de unos 24 m en la zona de la confluencia, para introducir estos sedimentos a las posiciones de afloramiento. Los efectos se verían reforzados por la influencia de niveles del mar más elevados que el actual.

INTRODUCCIÓN

El conflicto entre uniformitarismo y catastrofismo es un tema recurrente y antiguo en la historia de la geología. Aunque el principio de uniformitarismo (Lyell 1830) no implica que los cambios tengan lugar a una velocidad uniforme y constante y tampoco excluye catástrofes locales menores, a los geólogos, sin ser muchas veces conscientes de ello, les cuesta asumir la evaluación de sucesos catastróficos en el registro geológico, y aún más en el reciente. Un ejemplo claro de esto es el caso de J Harlen Bretz (1882-1981), geólogo norteamericano que en los años 20 del siglo XX postuló la hipótesis de que los grandes cañones de la zona que él mismo denominó Channeled Scabland, al este del Estado de Washington de los EUA, eran el resultado de una crecida catastrófica (Bretz, 1923; 1928). La batalla de Bretz en favor de su teoría duró unos 50 años (Ager, 1993). Finalmente, la INQUA en 1965, en un congreso en Boulder (Colorado) reconoció los méritos de Bretz con la célebre frase “ahora, somos todos catastrofistas”, (Soennichsen, 2010). Se ha demostrado que no fue un solo episodio, las megacrecidas pleistocenas de Channeled Scabland ocurrieron repetidas veces con picos de caudal de unos 10·10⁶·m^-3 ·s^-1 en alguno de los episodios (Benito y O’Connor, 2003). El origen de estos elevados caudales fue la rotura del lago glacial pleistoceno Missoula que albergaba unos 2.600 km³ de agua (Pardee, 1942), generando un complejo de canales anastomosados, cataratas, cuencas rocosas, grandes depósitos de gravas e inmensas dunas de gravas. Las crecidas seccionaron las divisorias existentes y rellenaron algunos valles anteriores. En definitiva, actualmente las crecidas pleistocenas de Channeled Scabland se consideran megafloods (Baker, 2002; 2009; 2020). El límite entre crecidas catastróficas o de alta energía i megacrecidas se ha consensuado en los 1·10⁶·m³·s^-1 (1 Sverdrup). Este tipo de crecidas tiene un poder y una tensión de fondo uno o dos órdenes de magnitud superiores a los evaluados en grandes ríos como el Amazonas o el Mississippi. Recientemente (Baker, 2013), se han documentado procesos similares en diversas partes del globo, en concreto en Islandia (Gudmundsson, 1995; Tómasson, 1996; Snorrasson, 2002; Waitt, 2002) a causa de la superposición de un casquete glacial sobre una zona volcánica activa; en Norteamérica por el sobrecrecimiento de lagos de fusión glacial; en Asia central por causas similares a Norteamérica (Baker et al., 1993; Rudy y Baker, 1993; Carling et al., 2002) y en Sudamérica (Benito y Thorndycraft, 2020).

Estas observaciones han estimulado el auge de la disciplina de la hidrología de paleo-crecidas (Baker 2008). Inicialmente, se utilizó la fórmula de Chezy-Manning para cálculos aproximados de caudales. Posteriormente, la metodología se basó en análisis hidráulicos a partir de indicadores de paleo-nivel de agua (paleostage indicators, PSI) y/o de depósitos de remanso (slack-water deposits, SWD) combinados con reconstrucciones de secciones de canal, es decir, cálculos de pendiente-área (Baker, 1987). El desarrollo de las computadoras permitió la aplicación de modelos de flujo 1D. Estos modelos estaban basados en análisis hidráulicos en secciones consecutivas del canal asumiendo que el flujo es unidimensional y permanente o gradualmente variable, conservándose la masa y la energía en cada tramo. El dato esencial para tener en cuenta en el uso de este tipo de modelos es el nivel, o paleo-nivel, del agua. Esta referencia es la que se usa para la obtención de caudales o paleo-caudales. Por lo tanto, para el análisis de paleo-crecidas son esenciales los PSI y/o SWD. Actualmente, los modelos de flujo bidimensional (2D) son de uso frecuente porque ofrecen unas prestaciones extraordinarias. El modelaje bidimensional incorpora variaciones direccionales de los flujos. Este proceso permite el análisis de paleo-crecidas en confluencias fluviales (Castelltort et al., 2020) pudiéndose valorar las acciones y efectos de cada uno de los tributarios. Asimismo, se pueden estudiar los resultados sobre el cauce y sobre los márgenes de las corrientes secundarias helicoidales. Los modelos de flujo 2D también incorporan la modelización de transferencia de sedimentos, tanto como carga de fondo como de suspensión, además de otros procesos de muy variada utilidad. El cambio principal radica en que los niveles (o paleo-niveles) de agua dejan de ser la única referencia. Se pueden incorporar otro tipo de referencias como las granulométricas o la tensión de fondo para el cálculo de caudales (paleo-caudales), y viceversa. Con el cambio de 1D a 2D se pasa de modelizar sólo con referencias verticales a modelizar también con referencias horizontales, como son los cambios laterales de facies: estructuras sedimentarias y granulometrías. Esto implica una cierta “sedimentologización” de la hidráulica, aspecto que favorece los enfoques más geológicos de la paleo-hidráulica.

En el río Ebro se han reconstruido las crecidas más importantes de los últimos 500 años (Balasch et al., 2019). El episodio de mayor envergadura de este período tuvo lugar en otoño de 1787. Su reconstrucción hidráulica ha mostrado un caudal máximo de unos 13.000 m³·s^-1 y una altura del agua sobre el lecho de 18 m (Ruiz-Bellet et al., 2015). Este valor se encuentra en la banda extrema de los caudales registrados en los grandes ríos mediterráneos y centroeuropeos como el Ródano, el Po, el Rin y el Danubio. Más allá de las riadas históricas, se sabe poco de las riadas del Ebro de los últimos milenios, que entrarían de lleno en la paleo-hidrología. Sedimentos de estos períodos, datados como Pleistoceno superior y Holoceno, se encuentran en la entrada del río Segre al estrecho del Mu, en Alòs de Balaguer (Lleida) (Rico 2004), o en el Ebro (Gutiérrez et al., 2017), pero los caudales de las crecidas que los transportaron son de orden similar a las originadas por precipitación y fusión nival. Recientemente, se han localizado unos depósitos excepcionales que se pueden relacionar con antiguas crecidas de muy alta energía del río Ebro. Se trata de unidades fluviales, desligadas de las clásicas terrazas, que han sido preservadas fuera del ámbito estricto del río principal, en valles laterales tributarios y que son el registro de fenómenos catastróficos. El uso de PSI y SWD en tributarios no es nuevo (Kochel y Baker, 1982; Kochel et al., 1982), pero lo que sí es innovador es la reconstrucción hidráulica y sedimentológica de un proceso de flujo y reflujo de crecidas procedentes de un curso principal en el tramo final de un tributario.

El objetivo de este trabajo es caracterizar estos depósitos fluviales que afloran en algunos pequeños valles tributarios del río Ebro en la cubeta de Móra (Tarragona), representados de manera paradigmática por los del torrente del Comte, y hacer una estimación con modelización de flujos 2D de cuáles habrían sido las condiciones hidrodinámicas para su formación. Finalmente, establecer por primera vez en un gran río mediterráneo de la península Ibérica una hipótesis de generación de eventos hidrológicos e hidráulicos catastróficos.

ÁREA DE ESTUDIO

El río Ebro, uno de los principales ríos de la península Ibérica, desagua en el Mediterráneo un área de forma casi triangular de aproximadamente 85.000 km². Por el norte, sus cabeceras drenan la mayor parte de la Cordillera Pirenaica con alturas superiores a los 3.000 m snm. Por el sur, los relieves del Sistema Ibérico superan de poco los 2.000 m snm, y al este cierran la cuenca las Cordilleras Costeras Catalanas. La zona axial pirenaica ha estado cubierta por grandes glaciares de valle desde la cabecera del río Aragón hasta la del Ter durante varias etapas del Pleistoceno (Calvet et al., 2011) y los relieves del Sistema Ibérico han contenido glaciares de menor importancia (García-Ruiz et al., 1998). Las cimas de las cuencas de drenaje de los ríos Cinca y Segre se encuentran a una distancia de unos 300 km de la desembocadura del delta del Ebro.

En los últimos 150 km de su recorrido, el Ebro tiene que atravesar dos constricciones litológicas muy importantes que forman dos desfiladeros que dificultan el tránsito hidráulico del río: el estrecho del Pas de l’Ase al norte, y el estrecho de Barrufemes al sur (Fig. 1). Estos dos desfiladeros delimitan lo que geológicamente se denomina la cubeta de Móra (CM), que el río atraviesa aproximadamente de norte a sur. El caudal medio del Ebro a su paso por la población de Garcia, a la salida del primer estrecho, es de unos 400 m³·s^-1. Entre ambas gargantas, el Ebro recibe varios tributarios. El más importante por la izquierda es el río Siurana, una corriente perenne a la que siguen los torrentes de Nolla, Manou, Gàfols y finalmente el del Comte. Por el margen derecho, los torrentes de Perles, Faneca y el más destacado, el río Sec, una corriente efímera instalada en un valle de grandes proporciones.

El torrente del Comte es tributario por la izquierda del río Ebro con una situación muy especial. Justo antes del estrecho de Barrufemes, presenta un tramo final de valle de unos 150 m de ancho, recorrido por una rambla generalmente seca. Drena de sureste a noroeste los 120 km² aproximados de la plana de Burgar, que por sí sola se constituye como un apéndice de la cubeta de Móra. La cuenca de drenaje de Burgar es una depresión rellena de materiales neógenos y cuaternarios formados por depósitos heterométricos y mal clasificados procedentes mayoritariamente de las calizas mesozoicas de las laderas de la depresión (Arasa-Tuliesa y Cabrera, 2018). A grandes rasgos, los materiales aluviales cuaternarios de la plana de Burgar se disponen en cuatro terrazas escalonadas. Sus características texturales indican que han sufrido un transporte torrencial producido por crecidas efímeras intensas y de corta duración. Las avenidas ocasionales recientes del torrente han formado un pequeño cono de deyección en la confluencia con el Ebro a la entrada del estrecho de Barrufemes (Roset, 2007).

En la zona de estudio, a partir de un levantamiento cartográfico reciente, se ha observado la presencia de unas unidades fluviales con clastos redondeados de procedencia pirenaica, es decir, transportados por el Ebro. Estos depósitos se adentran en algunos de los tributarios del Ebro de la cubeta Móra a lo largo de algunos kilómetros aguas arriba de la confluencia (hasta casi 4 km en alguno de los casos). La situación de los depósitos, rellenando el interior de los valles de los torrentes durante distancias notables, permite separarlos claramente de las terrazas fluviales que se reconocen en ambas orillas del río Ebro. Por su contexto geomorfológico y estratigráfico estas unidades pueden considerarse muy probablemente de edad pleistocena. Hasta el momento, los mejores afloramientos localizados corresponden al torrente del Comte, a la entrada del estrecho de Barrufemes.

METODOLOGÍA

Para reconocer e interpretar los depósitos de origen fluvial que han penetrado corriente arriba por los valles afluentes laterales del río Ebro en la cubeta de Móra se han realizado dos actuaciones:

• una cartografía de la extensión de las unidades fluviales y una caracterización de los depósitos mediante la descripción litológica de los clastos que los integran, las estructuras sedimentarias y la potencia y granulometría de los niveles.
• una modelización de los procesos formativos a partir de modelos de flujo 2D que permitirá formular hipótesis sobre la generación y las características de los fenómenos que han originado estos depósitos. Las simulaciones hidráulicas se han realizado para el valle del Ebro en la cubeta, y en detalle para el torrente del Comte.

Cartografía y descripción de las unidades fluviales

La caracterización de los depósitos fluviales se basa en los trabajos de reconocimiento cartográfico de campo y en la descripción de los depósitos del torrente del Comte. En el resto de los tributarios de la cubeta de Móra, donde se han localizado el mismo tipo de depósitos, únicamente se dispone de la extensión máxima de penetración de éstos y su altura media sobre el nivel del mar. La naturaleza litológica, el grado de redondez de los cantos y la granulometría de los elementos detríticos permiten atribuir su origen en el río Ebro. Las gravas consideradas de origen pirenaico transportadas por el Ebro e introducidas en los valles laterales están formadas por clastos de cuarcitas con venas de cuarzo, granitoides, areniscas, conglomerados del Permotriásico, calizas mesozoicas, dolomías, calizas del Eoceno con alveolinas, y otras litologías. La caracterización permite separar las unidades fluviales de los depósitos de gravas con cantos y bloques heterométricos subredondeados mayoritariamente de caliza y de procedencia aluvial local.

La cartografía espacial de los cuerpos sedimentarios fluviales ha permitido ver las secuencias estratigráficas formadas por varias unidades y su extensión aguas arriba en los tributarios, así como las estructuras sedimentarias y las paleocorrientes que muestran la dirección y sentido de los flujos.

Modelización

Para reproducir las condiciones hidráulicas de las crecidas que han generado los depósitos analizados se han llevado a cabo modelizaciones numéricas bidimensionales del flujo capaces de alcanzar las alturas de agua torrente arriba y la tensión de fondo necesaria para transportar los sedimentos localizados. Para este propósito se ha utilizado la aplicación de software libre IBER 2.5 de modelización hidráulica numérica bidimensional creada por la UPC y el CEDEX (Bladé et al., 2014). Esta aplicación se basa en la solución bidimensional de las ecuaciones de aguas superficiales usando el método de volúmenes finitos (Vázquez-Cendón, 1999) y el esquema numérico de Roe (1986).

La estrategia de modelización ha consistido en hacer una primera batería de simulaciones iterativas en un canal recto ascendente con las dimensiones extraídas de las características del tramo final del torrente del Comte y la pendiente de la superficie de contacto entre las dos unidades fluviales presentes en este tramo. La modelización se ha calibrado según dos circunstancias: un D₅₀ estimado a partir de observaciones de campo en un determinado punto del canal ascendente (2.630 m) que corresponde a una tensión de fondo en ese punto; la caída repentina de esta tensión de fondo a partir de otro determinado punto del canal ascendente (3.050 m) donde se ha depositado la carga de fondo grosera y movilizándose sólo las fracciones más finas (slack-water flood deposits). Los resultados obtenidos en la modelización del canal del torrente del Comte se han utilizado para calibrar la modelización de la confluencia del río Ebro y el torrente justo antes del estrecho de Barrufemes.

Modelización hidráulica del torrente del Comte

La modelización hidráulica en el canal del torrente del Comte se debe realizar con la pendiente ascendente del contacto entre las dos unidades fluviales (0,00625), la anchura del canal actual incluido el depósito (150 m) y la longitud del tramo de torrente desde la confluencia con el Ebro hasta el límite de presencia de los depósitos incluyendo todo el meandro (Fig. 2). Para una simplificación de la modelización se ha diseñado un canal ascendente rectilíneo (Fig. 3A). A partir de esta geometría se ha generado una malla de 400 elementos rectangulares estructurados de 10×150 m en la que se ha introducido un hidrograma triangular en régimen crítico/subcrítico de agua limpia por el extremo del canal a más baja cota y se ha impuesto una condición de salida en régimen supercrítico/crítico por el otro extremo del rectángulo. Como se considera que el torrente del Comte es una corriente efímera no se ha introducido ninguna condición inicial de cota o profundidad de agua. Se ha pedido a la aplicación el suministro de datos sobre cota y profundidad del agua, velocidad y número de Froude y diámetro crítico y tensión de fondo para el cálculo de la carga de fondo. La simulación es un proceso iterativo de prueba y error hasta que se encuentra aquel hidrograma de duración y caudal máximo tales que cumplan con las condiciones iniciales establecidas por quien modela. En este caso se debe cumplir que el alcance del flujo ascendente no debe superar el final del meandro (4.000 m) y a la vez que la tensión de fondo del flujo sea capaz de transportar un determinado tamaño de grano (D₅₀) hasta el extremo de su afloramiento.

Modelización hidráulica de la confluencia del río Ebro y el torrente del Comte

Con el fin de afirmar o descartar una crecida de origen meteorológico se ha hecho inicialmente una simulación con un caudal constante muy elevado hasta llegar al régimen estacionario (50.000 m³·s^-1). Si en estas circunstancias se cumplen las condiciones requeridas se podría afirmar de entrada que estaríamos ante un proceso meteorológico. En caso contrario, habría que buscar otro tipo de proceso.

En la modelización del tramo de río Ebro con la confluencia con el torrente del Comte se ha descartado la utilización de un MDT porque la geometría y pendiente actuales son diferentes a los del momento en que tuvo lugar el proceso a modelizar. El uso de un MDT introduciría más errores que ventajas en este caso. En su lugar se ha creído más conveniente construir una geometría ad hoc que cumpla con unas condiciones que se consideran esenciales. Para modelizar la corriente principal en la confluencia con el tributario hay que construir una geometría que cumpla unas determinadas necesidades que a continuación se enumeran. El tramo de río Ebro antes de la constricción debe conservar el ancho de la llanura de inundación y la pendiente actuales. El tributario debe tener la pendiente utilizada en su simulación anterior. La anchura de la constricción litológica del estrecho de Barrufemes debe ser la actual porque ha sido ésta durante buena parte del Pleistoceno ya que la entrada está formada por depósitos del Ebro más antiguos que los involucrados. El ángulo de la confluencia formada por las dos corrientes debe ser el actual porque ha sido este tal como indican los depósitos de las unidades afectadas. La anchura del tributario en la confluencia debe ser la de los depósitos cuaternarios en el lugar. El curso del tributario puede ser similar al actual, para dar más realismo a la simulación no es necesario que sea rectilíneo. Para la modelización se ha diseñado una geometría irregular que se ajusta a los límites de la crecida meteorológica simulada de 50.000 m³·s^-1 para afianzar la primera condición (Fig. 3E). La geometría limita una llanura de inundación de 2.000 m de anchura y 3.000 m de longitud que se va estrechando para ajustarse a la amplitud del estrecho de Barrufemes (450 m). Por la izquierda, la confluencia se ajusta en anchura a los límites de la crecida meteorológica simulada y a la vez a los depósitos cuaternarios. La anchura del tributario también se va estrechando para ajustarse a los 150 m del canal modelizado para el torrente del Comte. El tributario debe conservar al menos los 4.000 m de longitud y la pendiente de su modelización. A partir de la geometría irregular anterior se ha construido una malla no estructurada de elementos triangulares de 25 m de lado.

Sabiendo que el río Ebro es una corriente perenne se ha introducido como condición inicial en la modelización un nivel de agua inicial de 8 m para que parte del hidrograma introducido no tenga que dedicarse a llenar el vaso. Se ha hecho entrar un hidrograma triangular en régimen crítico/subcrítico de agua limpia por el extremo norte de la malla y se ha impuesto una condición de salida en régimen supercrítico/crítico para la salida del estrecho de Barrufemes y otra salida en las mismas condiciones por el extremo interior del torrente.

Para la calibración de los resultados del modelo se consideran esenciales los datos de granulometría de las fracciones transportadas como carga de fondo a partir del diámetro medio de las partículas (D₅₀) que el modelo puede reproducir y la situación de estas en el perfil longitudinal del torrente del Comte (Fig. 2).

Será necesario diseñar el hidrograma de un flujo en el río principal que sea capaz de reproducir en el tributario la corriente modelizada anteriormente. Serán importantes e indisociables los resultados de los hidrogramas y los sedimentogramas en las simulaciones del canal del torrente del Comte, y en el caso del río Ebro como corriente principal y el torrente como tributario.

RESULTADOS

Los depósitos fluviales en los valles laterales

En la Tabla 1 se indican los tributarios del Ebro en la CM en los que se han identificado, cerca de la confluencia, depósitos de clastos procedentes de este río. Se trata de los torrentes de Nolla, Manou, Gàfols y Comte, en el margen izquierdo del Ebro, y los de Perles, Faneca, y río Sec en el derecho. El lugar donde tienen mayor desarrollo las acumulaciones y se han estudiado más detalladamente es el torrente del Comte.

En algunos casos son observables las estructuras de corriente como estratificación cruzada planar de media escala, así como imbricaciones de los clastos. El grado de consolidación de los depósitos fluviales es muy variable, pero en el caso de los más antiguos pueden llegar a presentarse como conglomerados y areniscas muy coherentes.

Estos depósitos se encuentran recubiertos, o en algunos casos con intercalaciones, de materiales clásticos de calizas y dolomías, heterométricos y subredondeados con mucha matriz transportados por los torrentes, dispuestos con bases erosivas sobre los sedimentos fluviales. Son sedimentos aluviales propios de la dinámica torrencial de los tributarios causados por episodios muy enérgicos de tipo flash-flood.

En el tramo final del torrente del Comte, y a lo largo de algunos kilómetros, afloran dos unidades fluviales formadas por depósitos procedentes del río Ebro que permiten diferenciar dos secuencias muy representativas:

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

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

Las relaciones geométricas entre la geomorfología del valle y los rellenos del torrente del Comte indican que la deposición de las dos unidades tuvo lugar tras una primera etapa incisiva de excavación. Después se introducirían y acumularían los sedimentos transportados por el Ebro, a la vez que se intercalaron los sedimentos heterométricos de las crecidas locales del barranco del Comte que acabarían recubriendo todo el conjunto. Es decir, hay un proceso de agradación sedimentaria en el interior del valle que supone un incremento topográfico gradual del nivel de base del torrente. Finalmente, una última etapa estaría relacionada con un nuevo episodio de incisión que habría cortado los sedimentos anteriores y excavado de nuevo el valle que se puede observar ahora. En el momento actual no se dispone de dataciones absolutas de estos materiales, pero la posición geomorfológica y la relación estratigráfica con los otros conjuntos fluviales y aluviales del Ebro hacen pensar en una edad de Pleistoceno superior.

Unidad Fluvial Inferior

La Unidad Fluvial Inferior, parcialmente recubierta por la terraza holocena, aflora en todo el cauce del torrente del Comte, hasta 3.550 m torrente arriba (Fig. 2). En los 1.000 m finales del torrente adyacentes a la confluencia también aflora en ambos márgenes. Los conglomerados de esta unidad están formados por clastos redondeados de origen pirenaico. Abundan los elementos de cuarcitas con venas de cuarzo, granitoides, conglomerados del Permotriásico, calizas y otros. La unidad está formada por niveles con clastos bien clasificados de granulometrías centimétricas o a veces decimétricas que forman un depósito multi-episódico de hasta 15-20 m de potencia. Las imbricaciones y las estructuras sedimentarias, en el tramo final del torrente del Comte, indican mayoritariamente una polaridad hacia la salida de este. En este tramo afloran intercalados en los materiales fluviales bloques métricos de paleosuelos arrastrados por la corriente de crecida del Ebro torrente arriba. En algunas zonas, torrente arriba, se pueden observar niveles aluviales de procedencia local, formados por clastos subredondeados heterométricos de calizas mesozoicas, intercalados en los materiales depositados por avenidas procedentes del río Ebro. Se trata de sedimentos de episodios efímeros a favor de la pendiente procedentes de la cuenca de drenaje de la plana de Burgar que se intercalaron entre los depósitos de episodios procedentes del río Ebro fluyente a contra pendiente.

Unidad Fluvial Superior

El depósito principal de la Unidad Fluvial Superior aflora en la orilla derecha del torrente entre los 1.400 y los 1.900 m torrente arriba (Fig. 2). Se trata de un afloramiento multi-episódico de gravas polimícticas redondeadas y bien clasificadas de procedencia pirenaica de unos 10-12 m de potencia. Por encima de las gravas poligénicas yace un nivel aluvial heterométrico y mal clasificado de calizas mesozoicas. Se han contado hasta 9 niveles diferentes de gravas separados por superficies erosivas planas poco inclinadas. En este punto, 1.500 m torrente arriba, tanto las estructuras sedimentarias como la imbricación de los clastos indican direcciones del flujo contradictorias, pero preferentemente hacia la confluencia. Se interpretan como barras y dunas de grava depositadas por corrientes de flujo remontante y corrientes de reflujo hacia la salida. Por otra parte, en varios lugares del afloramiento se pueden observar acumulaciones, en ocasiones poco estructuradas o también con estructuras contradictorias, de arenas y arenas limosas. Las gravas de los niveles individualizados son de tamaño de grano centimétrico y decimétrico, pero nunca bloques. En este afloramiento de la Unidad Superior también afloran intercalados niveles de potencia de orden decimétrico de clastos heterométricos y subredondeados de caliza procedentes de episodios efímeros de la cuenca de la plana de Burgar (Fig. 2B). Torrente arriba, hacia los 2.500 m, la Unidad Superior vuelve a aflorar en los dos márgenes. En este caso el número de niveles de grava del depósito ha disminuido a tres o cuatro. Los componentes siguen siendo redondeados y centimétricos. Lo más característico de esta zona es la presencia de una estratificación cruzada planar de gran escala en un nivel de gravas de 2 m de potencia que indica una polaridad del flujo torrente arriba (Fig. 2C). Esta estructura sedimentaria será esencial en el apartado de las simulaciones y en la interpretación global del proceso. Finalmente, a los 3.050 m torrente arriba, las gravas de la Unidad Superior desaparecen pasando lateralmente a una unidad arenosa de unos 8 m de potencia formada también por varios niveles con estructuras sedimentarias de estratificación cruzada de media escala, y de pequeña escala a techo de los niveles (Fig. 2D). Estas estructuras sedimentarias se interpretan como los depósitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits) que se depositaron en la parte más interna del torrente donde el flujo perdió energía. Ocasionalmente, y en una posición lateral, los niveles de arenas y limos se encuentran alterados por procesos edáficos. A partir de este punto, torrente arriba, la corriente forma un meandro con los semi-meandros asimétricos. Los conglomerados de la Unidad Fluvial Inferior infrayacente continúan al menos unos cientos de metros en el cauce del meandro.

Modelización hidráulica del torrente del Comte

La modelización del flujo ascendente a lo largo del canal del torrente del Comte (Fig. 3A) ha requerido de un hidrograma triangular de 60 minutos de duración con un caudal máximo de 4.000 m³·s^-1 (Fig. 3B). En estas condiciones el flujo ha llegado prácticamente a los 4.000 m torrente arriba con una profundidad de agua en la confluencia de 25 m (Fig. 3C). Por otra parte, el flujo ha sido capaz de arrastrar un diámetro crítico de carga de fondo de 0,09 m hasta los 2.900 m, donde ha perdido la competencia repentinamente y sólo ha logrado transportar los tamaños de grano finos hasta el final del canal (Fig. 3D).

Para calibrar el modelo de transporte sedimentario ha sido básica la estructura sedimentaria de la Unidad Superior que aflora a 2.630 m torrente arriba (estratificación cruzada planar) y especialmente los tamaños de grano que la forman (D₅₀ = 0,08 m), además del punto en que las gravas de esta unidad dan paso lateral a arenas y limos (3.050 m). La modelización muestra el hidrograma ascendente capaz de transportar una carga de fondo de un diámetro D₅₀ = 5-10 cm mediante una duna de cresta recta u oblicua, así como el sedimentograma resultante. A 3.050 m torrente arriba, la competencia del flujo para transportar la carga de fondo grosera cesa y sólo puede movilizar las arenas y limos hasta el final del meandro (4.000 m). A 3.050 m empiezan los depósitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits). El agua remansada y los sedimentos finos llenaban todo el meandro hasta los 4.000 m.

Modelización hidráulica de la confluencia del río Ebro i el torrente del Comte

En primer lugar, y tal como se ha planteado en el apartado de metodología, cabe afirmar o denegar la hipótesis de un proceso resultante de una crecida de tipo meteorológico. Para tal efecto se ha modelizado un caudal constante de 50.000 m³·s^-1 durante 12 horas hasta llegar a un flujo uniforme (Fig. 3F). El flujo ha alcanzado los 3.700 m torrente arriba cumpliendo una de las condiciones impuestas (Fig. 3G). Por otro lado, el sedimentograma muestra un flujo incompetente para transportar una carga de fondo grosera hasta el punto pedido (Fig. 3H).

Posteriormente, en la malla diseñada para la confluencia (Fig. 3I), se ha introducido un hidrograma triangular de diseño de 100 minutos de duración y de 100.000 m³·s^-1 de caudal máximo (Fig. 3J). El flujo ha alcanzado los 3.700 m torrente arriba con una altura del agua en la confluencia de 24 m (cota de agua de 34 m, Fig. 3K). Debido a que el curso del tributario se ha diseñado como no rectilíneo el sedimentograma resultante es irregular, pero cumple con la condición de competencia sobre la carga de fondo hasta los 3.000 m (Fig. 3L).

Se ha modelizado también el desagüe del torrente una vez el pico de caudal máximo ya ha pasado. Se ha supuesto que la salida de agua por la confluencia y por la constricción litológica deja de tener restricciones y el sistema funciona como un vertedero en régimen supercrítico/crítico. El resultado de la modelización del drenaje de agua del torrente, desde una cota de agua a 35 msnm (Fig. 4A) ha proporcionado un sedimentograma tal como el de la Fig. 4B. El diámetro crítico máximo se ha alcanzado hacia los 2.200 m, en la zona de apilamiento agradacional de episodios, donde alternan niveles de gravas superpuestos que indican direcciones de flujo contrapuestas.

En la Tabla 2 se muestran resumidos los resultados de algunas de las variables hidráulicas y sedimentológicas resultantes de la modelización y se comparan en la distancia de 2.630 m torrente arriba respecto a la confluencia. Los datos indican que para obtener la distancia de entrada y el tamaño de los sedimentos localizados en el torrente del Comte se requieren 4.000 m³·s^-1 en el propio torrente y un mínimo de 100.000 m³·s^-1 en el río Ebro en la confluencia.

DISCUSIÓN

El recorrido del río Ebro sobre la CM transcurre en un valle que mezcla tramos aluviales con otros de cauce rocoso. El sustrato está formado por materiales continentales cenozoicos recubiertos por una serie importante de más de 100 m de potencia de depósitos aluviales cuaternarios. Se trata de un valle inciso en el sentido de Dalrymple et al. (1994) o un paleovalle en el sentido de Blum et al. (2013). Estos tipos de valles arrancan en la línea de costa y se extienden tierra adentro hasta el punto donde se puede transmitir directamente la influencia de las variaciones climáticas del nivel de agua marina. La distancia de la influencia tierra adentro de los cambios del nivel del mar se conoce como la extensión de remanso, «backwater length» (BL). Este término (Samuels, 1989; Paola y Mohrig, 1996) representa el alcance hasta donde puede haber una clara conexión morfodinámica entre el río y el nivel del mar. Por lo tanto, se entiende que la evolución geomorfológica de la CM durante el Cuaternario ha sido influenciada por los cambios del nivel del mar que se han producido en este periodo. La distribución espacial de las terrazas cuaternarias y de sus depósitos y estructuras asociadas están estrechamente relacionadas con estos cambios.

Las variaciones del nivel del mar determinan variaciones en la cantidad de acomodación disponible. La acomodación es un concepto muy importante en Estratigrafía Secuencial que determina la cantidad de sedimentos que se pueden depositar en un área por diversas razones (Catuneanu, 2017). En un escenario de cambios de nivel eustáticos debido a cambios climáticos, las subidas de nivel aumentan y hacen positiva la acomodación. En cambio, las bajadas de nivel disminuyen o hacen negativa la acomodación. El principio de acomodación se refiere normalmente al medio subacuático marino, aunque también puede estar referido al ámbito continental, ya que la subida y bajada del nivel del mar rompen el equilibrio del perfil fluvial y determinan variaciones en la acomodación continental (Holbrook et al., 2006), especialmente en la zona afectada por el BL. El alcance de la influencia es dinámico y es directamente proporcional a la altura del flujo de crecida sobre el cauce e inversamente proporcional a la pendiente del cauce. En el momento actual, la profundidad del flujo con el canal lleno se considera de 8 m y su BL asociada sería de 61 km tierra adentro, la cual se encuentra en un punto antes de llegar a la localidad ribereña de Benifallet, aguas abajo de la CM. La CM se encuentra entre los 75 y 90 km aguas arriba de la desembocadura del Ebro. Por otra parte, si consideramos una profundidad de 16,6 m, correspondientes a una crecida extrema como la de año 1787 (13.000 m³·s^-1), su BL asociada sería de 127 km tierra adentro, llegando a un punto entre las localidades de Flix y Riba-roja d’Ebre. Así pues, la BL del Bajo Ebro incluye la CM. Algunos autores (Lamb et al., 2012; Nittrouer, 2013; Chatanantavet et al., 2014; Fernandes et al., 2016) admiten transformaciones fundamentales en el flujo y en el transporte de sedimentos en la zona de BL, donde los canales son fundamentalmente agradacionales. El límite superior de la BL migra arriba y abajo en respuesta a los cambios del nivel del mar.

La constricción litológica del estrecho de Barrufemes, a la salida de la CM, causa otro efecto hidráulico importante, el efecto de remanso, «backwater effect«, que se añade a la BL. Ambos efectos sumados han forzado al río Ebro a crear un espacio en la CM para el agua y el sedimento que se deben acumular en episodios extremos. El resultado ha sido una amplia llanura de inundación del río Ebro en toda la CM, donde se han depositado durante el Cuaternario un grupo de terrazas pleistocenas con apilamiento agradacional. En la llanura de inundación del Ebro hay que incluir los tramos finales de sus tributarios. Es significativo en este aspecto el tramo final del río Siurana que vierte justo después del estrecho del Pas de l’Ase. Este tramo alcanza los 5 km de longitud y queda afectado por las grandes crecidas del Ebro, formando parte además del valle inciso del Ebro.

La agradación de depósitos en las llanuras de inundación se produce durante etapas de subida del nivel del mar (Shanley y McCabe, 1994; Strong y Paola, 2008; Blum et al., 2013). La agradación en estos períodos disminuye el gradiente del perfil longitudinal e introduce tierra adentro la influencia de la BL. Estos dos efectos al mismo tiempo incrementan las posibilidades de inundación de tributarios laterales.

El proceso de inundación de agua y sedimentos de los tributarios laterales es muy sensible a los cambios de gradientes de los cauces. Suponiendo que el gradiente utilizado en la modelización de la inundación del torrente del Comte para las avenidas del río Ebro fuera la mitad del utilizado, es decir 0,003, una ola de inundación de 30 minutos con un pico de 50.000 m³·s^-1 produciría los mismos efectos que los que se han modelizado en su apartado. Por otra parte, si el gradiente fuera superior, las necesidades de caudal y tiempo también serían superiores. Así, con un gradiente como el actual (0,0095) las necesidades serían de una ola de inundación de 50 minutos con un pico de caudal de 175.000 m³·s^-1.

Por otra parte, el meandro existente al principio del afloramiento de los depósitos de remanso de crecida (slack-water flood deposits), la longitud del cual se añade al canal modelizado del torrente del Comte está asociado al proceso de inundación del tributario. El desarrollo de este meandro es un proceso formativo. Se moldea durante el reflujo de los tributarios de forma similar a la observada en el río Ter (Castelltort et al., 2020). Las aguas llegan al fondo del tramo del tributario inundado completamente amansadas y estancadas. En el momento del reflujo, lo hacen a un régimen hidráulico muy bajo iniciando corrientes secundarias helicoidales que acaban dando lugar a dicho meandro en el extremo del tramo inundado.

Más aún, tal como se puede ver en la Fig. 1, aparte del torrente del Comte, otros tributarios del Ebro en la CM han sido afectados por sus olas de inundación. Esto implica que la magnitud alcanzada por la modelización en el torrente del Comte, el último de los tributarios en la CM debe ser multiplicada por un factor para obtener la dimensión de la ola de crecida a la entrada de la CM por el estrecho del Pas de l’Ase. Las modelizaciones indican que este factor estaría alrededor de 2, haciendo alcanzar el pico de caudal entrante en la CM, al menos, a unos 200.000 m³·s^-1 (Fig. 5).

La existencia de flujos de gran magnitud (se reserva el término megacrecida para aquellas que alcanzan los 1·10⁶·m³·s^-1; Baker, 2020) como los analizados en estos ejemplos tienen unos resultados morfogenéticos y una capacidad erosiva de alta intensidad. García-Castellanos y O’Connor (2018) mediante simulaciones físicas han determinado que la capacidad geomorfológica de las megacrecidas para excavar la incisión de los valles es más efectiva que la dinámica fluvial tradicional. En la base de una terraza fluvial del Ebro situada a 40 m sobre el actual cauce, a la altura de la población de Flix, se observan unas extraordinarias estructuras de erosión y el arranque de grandes fragmentos rocosos de escala métrica del cauce (conglomerados y areniscas del Oligoceno). Estas estructuras erosivas podrían relacionarse con la energía del paso de una crecida de gran magnitud como las analizadas anteriormente.

La mayor parte de los casos de generación de crecidas de gran magnitud han sido atribuidos a fenómenos de rotura repentina de grandes lagos embalsados ​​por barreras glaciales como los que se producen en las confluencias de las lenguas glaciares en los momentos de retroceso de las etapas de deshielo (O’Connor y Baker, 1992; O’Connor y Costa, 2004; Baker, 2020).

CONCLUSIONES

La cubeta de Móra de Ebro ha actuado en el Pleistoceno superior como un espacio de retención y preservación de depósitos fluviales transportados por el río Ebro que se han introducido en varios valles laterales de sus tributarios dejando unos depósitos anómalos. En el torrente del Comte se reconocen al menos dos secuencias de carácter multi-episódico introducidas desde el Ebro que presentan intercalaciones y recubrimientos por episodios aluviales de procedencia local. La magnitud de los caudales punta de los flujos (estimados por encima de los 100.000 m³·s^-1)  que han transportados los componentes detríticos y formado algunas estructuras sedimentarias de gran energía, como las dunas de grava y de arena métricas (depósitos de remanso o slack-water flood deposits) hacen pensar en crecidas de gran magnitud agravadas por problemas de transferencia hidráulica a causa de la constricción del desfiladero de Barrufemes y por la baja pendiente del río Ebro en esta zona, incluida en el área de influencia del nivel del mar o extensión de remanso (backwater length). La causa más probable de generación de estas crecidas de gran magnitud habría que buscarla en fenómenos del tipo rotura repentina de lagos de barrera glacial (glacial lake outburst floods) que podrían haberse formado en la parte externa de los glaciares pirenaicos durante la fase Tardiglacial que seguiría al último Máximo Glacial (Last Glacial Maximum).

Es la primera vez que se describen en el entorno del sur de Europa y del Mediterráneo depósitos generados por crecidas de gran magnitud, ya que generalmente siempre han sido asociados a la presencia de grandes conjuntos glaciares como los de las grandes cordilleras (Himalayas, Andes) o del borde de los inlandsis (Missoula floods, casquete glacial de Laurentia) atribuibles a flujos de una capacidad hidrodinámica y geomorfológica excepcional, un orden de magnitud (como mínimo) por encima de los flujos generados por las crecidas hidrometeorológicas.

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