5.METODOS PARA EL ESTUDIO DE LA EROSION DEL SUELO Los métodos empleados en el estudio de la erosión del suelo han sido muy variados y han evolucionado mucho a lo largo del siglo XX. Su utilización ha dependido en gran medida de los recursos económicos, de los objetivos de cada estudio y de las características (de pendiente, superficie o intensidad de la erosión) del terreno. Algunos de esos métodos son muy sencillos y requieren sobre todo experiencia de campo (transectos geomorfológicos) mientras otros son mucho más sofisticados y necesitan la interacción de datos de campo, Sistemas de Información Geográfica, teledetección y análisis estadísticos multivariables. Los primeros trabajos no exclusivamente descriptivos se basaron en la utilización de parcelas experimentales y en la aplicación de la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo (USLE, en adelante) a cuencas hidrográficas. Posteriormente se han realizado transectos geomorfológicos, se han empleado piquetas y perfiladores y se han monitorizado estaciones y cuencas experimentales, a la vez que se han perfeccionado los simuladores de lluvia. De manera menos general, se han aprovechado los datos de aterramiento en los embalses españoles y se han elaborado mapas de estados erosivos, de riesgos de erosión y de fuentes de sedimento mediante teledetección y modelización. A continuación se detallan los métodos empleados, con especificación de sus características y de los resultados obtenidos.
5.1. Las estimaciones de la erosión. La USLE. Algunos trabajos realizados en España sobre erosión del suelo se han basado en métodos que estiman la pérdida de suelo mediante ecuaciones de distinto grado de dificultad. En algunos casos son procedimientos muy sencillos, como la fórmula de Fournier (1960), que se basa en el índice de agresividad climática y la topografía. En España ha sido aplicada, por ejemplo, por Soto (1990) para calcular la erosión en cuencas contribuyentes de distintos embalses, y por Camarasa et al. (1998) para evaluar el riesgo de erosión en relación con los cambios de uso. Sin embargo, se considera que tiene poca sensibilidad frente a la complejidad de factores que explican la erosión a escala de ladera y de cuenca. Mucho más utilizada ha sido la Ecuación Universal de la Pérdida de Suelo (USLE:Universal Soil Loss Equation), que durante muchos años ha servido para estimar tasas de erosión en grandes superficies (cuencas de drenaje de embalses, por ejemplo) y para la elaboración de mapas de erosión de las cuencas
hidrográficas españolas a cargo del ICONA (1989). Es un método muy discutido pero que ha tenido una amplia aceptación por su relativa sencillez. Se trata de un modelo paramétrico que se apoya en más de 1000 parcelas experimentales a cargo del Servico de Conservación de Suelos de los Estados Unidos (Wischmeier & Smith, 1965). La ecuación consiste en una serie de multiplicandos que son factores clásicos de la erosión del suelo: la erosividad de las precipitaciones (factor R), la erodibilidad del suelo (factor K), la longitud de la ladera (factor 1), la pendiente (factor S), la cubierta vegetal (factor C) y las prácticas de conservación (factor P). Así, la formulación de la USLE es la siguiente: A=R.K.L.S.C.P donde A es la pérdida de suelo en toneladas ha-1 y año-1. En Almorox et al. (1994) existe una extensa explicación de la USLE y, sobre todo, de su parametrización a partir de tablas ya establecidas. En algún caso (como los factores C y P) se han realizado adaptaciones para España (ICONA, 1982). A estas alturas son bien conocidas las limitaciones de la USLE. La mayor de todas es que sobreestima la erosión a escala de cuenca, puesto que no tiene en cuenta la sedimentación a lo largo de la ladera y la existencia de almacenes temporales de sedimento que, habiéndose movilizado en un determinado punto, se detiene debido a la disminución de la pendiente. Así, López Bermúdez y Gutiérrez Escudero (1982) comparan los resultados de aplicar la USLE con batimetrías realizadas en la cuenca del Segura. En el primer caso los valores son mucho más elevados, como puede comprobarse en la Tabla XX. Por ejemplo, el reconocimiento batimétrico del embalse de Talave da una erosión de 12 Tm ha-1 año-1, mientras que con la USLE se obtienen 47,5 Tm ha-1 año-1. En la cuenca del embalse de La Cierva las cifras son aún más dispares: 6,7 y 50,4 Tm ha-1 año-1 respectivamente. De hecho, López Bermúdez (1986), al aplicar la USLE para estimar la producción de sedimento en la cuenca del Segura, insiste en que los datos deben tomarse como aproximaciones que deben ser contrastadas con batimetrías periódicas en embalses. Otros problemas derivan de la propia evaluación de los parámetros, que proceden de parcelas experimentales. En ellas sólo es posible registrar la pérdida de suelo por arroyamiento superficial y en regueros (rills), pero no la erosión en cárcavas ni en barrancos; tampoco puede estimarse el transporte de sedimento por la red fluvial ni la erosión producida en los propios cauces (Almorox et al., 1994). Por lo tanto, puede afirmarse que la USLE no sirve para realizar estimas de la erosión del suelo a escala de
cuencas y, por lo tanto, su utilización para predecir el aterramiento en embalses no es aconsejable Aun así, la USLE es útil para detectar dentro de una cuenca las áreas que son más susceptibles de producir mayores cantidades de sedimento y para comparar unas áreas con otras en función de la cubierta vegetal o de la pendiente. Así, por ejemplo, Rubio (1987) alude a la bondad de la USLE para valorar las consecuencias erosivas de incendios forestales en comparación con áreas no incendiadas. Un estudio previo de Sanroque et al. (1985) confirma pérdidas de suelo teóricamente muy elevadas en tres áreas incendiadas de la Comunidad Valenciana: por ejemplo, en Los Yegüeros se obtuvieron pérdidas de 38,8 y 2,3 t ha-1 año-1 en áreas incendiadas y no incendiadas, y en La Peraloya de 75,9 y 0,9 t ha-1 año-1 respectivamente. En el incendio de los montes de Zuera (provincia de Zaragoza), Rodriguez et al. (1999-2000) se estiman con la USLE pérdidas de 65 t ha-1 año-1 frente a tasas de 1,6 antes del incendio. Lo mismo sucede si se comparan técnicas de laboreo: Giráldez et al. (1989) estiman tasas de erosión entre 46 y 70 t ha-1 año-1 en cultivos con laboreo convencional, mientras que en ausencia de laboreo los valores obtenidos con la USLE disminuyen mucho, excepto en el caso del olivar. Ruiz Flaño & Van Hemert (1994) aplicaron la USLE al sector del flysch eoceno surpirenaico, en la cuenca alta del río Aragón, para determinar la importancia relativa de los diferentes usos del suelo como fuentes de sedimento, destacando la aportación de los pastos de alta montaña, seguidos de las masas de bosque aclarado, los campos abandonados y el matorral. Los cultivos actuales, sobre terrazas llanas de fondo de valle, y las repoblaciones forestales no contribuían apenas con sedimentos a la red fluvial. Algunas versiones revisadas de la USLE han servido para mejorar la parametrización de los factores (RUSLE: Dissmeyer & Foster, 1983) o para estimar de manera más adecuada las pérdidas de suelo a escala de cuenca a través de la red de drenaje durante un evento (Williams, 1975). En ese caso, la pérdida anual es la suma de todos los aguaceros.
5.2. Transectos geomorfológicos El empleo de transectos geomorfológicos permite obtener una rápica caracterización de la intensidad de los procesos de erosión y sedimentación en laderas y facilita la comparación entre diferentes laderas. Los transectos “se apoyan en el hecho de que todos los procesos que actúan sobre una ladera dejan en ésta una huella que se
manifiesta
mediante
una
forma
fácilmente
identificable
que
llamaremos
microambiente”(Ruiz Flaño, 1993). El método es muy sencillo, aunque laborioso y emplea mucho tiempo en el campo para que los resultados sean suficientemente significativos. Previamente se han definido diferentes microambientes erosivos o sedimentarios a partir de observaciones de terreno. A partir de ahí el método consiste en colocar una cinta métrica sobre la superficie del suelo, en sentido transversal a la línea de máxima pendiente, lo que permite medir la longitud que ocupan los microambientes geomorfológicos cortados por la cinta. Una longitud de cinta de 25 m es suficiente en la mayor parte de los casos para cada transecto, excepto si hay poca diversidad de microambientes o si éstos son demasiado anchos. El resultado informa, mediante porcentajes de frecuencia, de la importancia de cada microambiente en el espacio y permite comparar laderas con diferente pendiente, forma, exposición o cubierta vegetal, o los procesos que dominan en la parte alta y baja de una ladera. Es evidente que se trata de un procedimiento descriptivo, pero informa sobre el predominio de determinados procesos. Los primeros trabajos basados en parte en transectos geomorfológicos fueron realizados en repoblaciones forestales, tanto en el Pirineo aragonés (García Ruiz & Ortigosa, 1988) como en el Sistema Ibérico riojano (Ortigosa, 1991). En ambos casos se trataba de comparar la actividad geomorfológica en taludes de barrancos cuyas cuencas habían sido repobladas, con otras que no lo habían sido. También se comparaban los rasgos de los cauces en cuencas repobladas y no repobladas. Los resultados confirmaron la moderación de la actividad de erosión y transporte de sedimento, tanto en laderas como en cauces, en las cuencas que habían sido repobladas. Por ejemplo, estas últimas presentan una mayor proporción de cauce con densa cubierta vegetal natural y un mayor porcentaje de áreas con sedimento fino, mientras que en las cuencas no reforestadas predominan los sectores con gravas, indicadores de una mayor torrencialidad. En 1993, Ruiz Flaño publicó su Tesis Doctoral sobre Procesos de erosión en campos abandonados del Pirineo. Una parte importante del trabajo consistió en la realización de numerosos transectos geomorfológicos, que fueron el punto de partida para definir el problema y utilizar otros métodos más complejos. En ese trabajo se identificaron seis microambientes geomorfológicos en campos abandonados: (i) áreas sin erosión aparente (erosión nula); (ii) áreas con erosión difusa débil; (iii) áreas con erosión difusa fuerte; (iv) áreas con incisiones; (v) áreas con enlosado o pavimento de piedras; y (vi) áreas con acumulación de material heterométrico. Los 60 transectos
realizados demostraron la importancia de la edad de abandono de los campos de cultivo en la proporción ocupada por los diferentes microambientes, así como la gran influencia de la pendiente y la forma de la ladera. Por ejemplo, la proporción de áreas sin erosión aparente y de erosión difusa débil en las laderas concavas es sensiblemente superior a la de las laderas rectas y convexas. Los campos abandonados en laderas rectas, en cambio, se caracterizan por el predominio de la erosión difusa fuerte. Las incisiones escasamente encajadas y los enlosados de piedras están mucho más desarrolladas en las laderas convexas. De igual manera, la parte alta de las laderas de campos abandonados cuenta con mayor proporción de incisiones y de áreas sin erosión aparente que la parte baja. La explotación estadística de los 60 transectos permitió a Ruiz Flaño (1993) elaborar un patrón de evolución geomorfológica de los campos abandonados. Más adelante (Capítulo 8) se insiste en algunos de estos resultados.
5.3 Piquetas y perfiladores microtopográficos La utilización de piquetas y perfiladores tiene por objeto obtener información sobre las variaciones que, a escala de detalle, experimenta la superficie del terreno debido a la erosión y la sedimentación. El resultado final, después de varios años de medición, permite reconstruir la evolución de un sector de la ladera y calcular volumétricamente las pérdidas por erosión. Tanto las piquetas como los perfiladores microtopográficos son de fácil aplicación y bajo costo, si bien su uso se restringe, al menos a corto plazo, a áreas sometidas a una erosión muy intensa, con rápida evolución de laderas y de canalillos de drenaje. Una descripción detallada de su empleo puede encontrarse en Sancho et al. (1991). Las piquetas, agujas de erosión, varillas o clavos contituyen la técnica más elemental para medir la erosión del suelo. La técnica consiste en clavar una aguja de 30 a 60 cm de longitud en el suelo, en una roca blanda (del tipo arcilla o marga) o en depósito no consolidado (escombreras de minas, taludes de vías de comunicación). Una parte de la aguja (unos 5 cm) queda visible al exterior y se emplea para medir periódicamente la diferencia de altura entre su extremo y la superficie del suelo. Esa diferencia es lo que permite deducir la existencia de procesos de erosión y acumulación. Una vez conocida la densidad del material, pueden calcularse tasas de erosión, para lo que es aconsejable disponer de una densa red de agujas. Los problemas de esta técnica
son evidentes: las agujas representan una alteración de los flujos en la vertiente y sobre todo, pueden verse afectadas por procesos de humectación-desecación y de hielodeshielo en el suelo, que hacen variar de forma natural la altura de la superficie topográfica. Sancho et al. (1991) añaden que “los datos de tasas de erosión obtenidos a partir de los rebajamientos de agujas de erosión (registro volumétrico) tienden a ser mayores que los suministrados por recogida de sedimentos (registro dinámico) (p.10). Aún debe citarse una cuestión no menos importante: la resolución de las piquetas es relativamente baja, lo que introduce notables errores en la medición de pérdidas o ganancias de suelo. Los primeros trabajos realizados en España con piquetas de erosión corrieron a cargo de Scoging (1982) en la provincia de Granada, aunque el periodo de muestreo fue muy corto (año hidrológico de 1975-76). El primer autor español fue Sala (1988) en las estaciones de Santa Fe y La Castanya, en el Montseny, sobre roquedo de granitos y pizarras respectivamente. Durante algo más de 1 año (entre noviembre de 1982 y febrero de 1984) obtuvo tasas de rebajamiento de 15 t ha-1 año-1 en Santa Fe y de 195 t ha-1 año-1 en La Castanya. La autora señala que las tasas seguramente están exageradas. Desde entonces las piquetas de erosión se han utilizado en España con frecuencia para cuantificar de manera aproximada las pérdidas de suelo en ambientes o condiciones muy diferentes. Así, en relación con movimientos de tierrras y acumulaciones inestables o no consolidadas de materiales, Porta et al. (1989) han medido mediante piquetas la erosión en derrubios de minas de Barcelona, con resultados extraordinariamente elevados de exportación de sedimento (hasta 1521 t ha-1 año-1), que pueden considerarse entre los más altos registrados en España. También en ambientes muy alterados, Arnáez & Larrea (1994 y 1995) han obtenido pérdidas de hasta 100 t ha-1 año-1 en taludes de pistas forestales del Sistema Ibérico riojano. Navarro Hevia et al. (2000) han obtenido en la provincia de Palencia tasas de erosión superirores a 1000 t ha-1 año-1 en taludes de ferrocarril situados en exposición solana, mientras en umbría las pérdidas eran muy inferiores (23,3 t ha-1 año-1). Los efectos erosivos de los incendios forestales han sido estudiados mediante piquetas en Galicia (en las proximidades de Santiago de Compostela) y en el Prepirineo aragonés. En el primer caso, Benito et al. (1991) han confirmado que las tasas de pérdida de suelo son muy elevadas durante los primeros 6 meses tras el incendio (con registros de más de 150 Tm ha-1 año-1) para descender rápidamente a medida que la colonización vegetal cubre y protege de nuevo el suelo, con pérdidas que al cabo de 1 ó
2 años se sitúan en torno a 2 Tm ha-1 año-1. En el Prepirineo, Pérez Cabello (2001) llegó a tendencias similares, después de que en los primeros 8 meses tras el incendio las pérdidas de suelo alcanzasen valores de 58,7 Tm ha-1 año-1. Las piquetas también han servido para estudiar las consecuencias de las talas forestales. Así, Meaza et al. (1994) y Edeso et al. (1998) han comprobado incrementos espectaculares en las tasas de erosión después de una tala en el País Vasco. Tales tasas dependen mucho de la gestión de la tala. Sin embargo, los ambientes en los que el empleo de piquetas ha sido más intensivo
son
los
badlands,
donde
los
procesos
geomorfológicos
son
extraordinariamente activos y donde la baja resolución de las medidas con piquetas quedan ocultas por el rápido rebajamiento de la superficie. Las estaciones experimentales de Lanaja y Bardenas, a cargo del Área de Geomorfología de la Facultad de Ciencias de la Universidad de Zaragoza han sido modélicas en este sentido, mediante la instalación de piquetas dispuestas en una malla regular de 1 m de lado, con el fin de facilitar la elaboración de cartografía detallada sobre la evolución de la topografía. El total de piquetas fue de 912 distribuidas en 4 estaciones diferentes. En Sirvent et al. (1996) se incluye un mapa con isolineas de rebajamiento superficial, Benito et al. (1991 y 1992) han confirmado que estos medios suministran una gran cantidad de sedimento, con tasas superiores a 100 t ha-1 año-1 e incluso ocasionalmente próximas a 500 t ha-1 año1
. En Valencia, los badlands en arcillas del Keuper han sido estudiados por Cerdà &
Payà, donde se pudo comprobar el efecto de los hinchamientos que, estacionalmente, pueden dar lugar a pérdidas y ganancias aparentes. La instalación de piquetas en la cabecera de cárcavas ha permitido calcular volúmenes de material erosionado a partir de su retroceso en Rambla Salada, cuenca del Guadalentín, sureste de España (Oostwoud Wijdenes et al., 2000) y su aportación al aterramiento de embalses. Los perfiladores microtopográficos miden “las variaciones temporales de la topografía en dos o tres dimensiones” (Sancho et al., 1991, p.12). Los empleados en España siguen el modelo construido por Benito et al. (1988), que tiene 1.10 m de anchura y 0.90 m de altura, con 51 varillas de 80 cm de largo y 4 mm de diámetro. Se utilizan sobre todo para medir la evolución de cárcavas o incisiones (rills) en diferentes secciones. En todas las secciones hay dos varillas fijas en los extremos sobre los que se asienta el microperfilador, con el fin de asegurar la medición en el mismo perfil. Como en el caso de las piquetas, esta técnica también puede verse afectada por la presencia de materiales expansivos. Su uso se restringe igualmente a áreas de badlands, taludes,
laderas de escombreras o a incisiones en campos de cultivo. Recientemente, los perfiladores también se han empleado para calcular la exportación de sedimento como carga de fondo, a partir de las variaciones de forma y volumen de barras en lechos fluviales (Regués et al., 2004). El empleo de perfiladores ha confirmado la rápida erosión en badlands, que afecta tanto a las laderas como a los valles, donde la acreción es excepcional (Sancho et al., 1991 y 1992; Sirvent et al., 1997). Los resultados obtenidos son más elevados que con las piquetas, pero los autores atribuyen este hecho a que la localización de la mayor parte de las medidas con los perfiladores afectan a incisiones. Un procedimiento algo más complejo es el de los levantamientos topográficos, que se enfrentan al problema de la escasa precisión de la información obtenida. Los primeros estudios son los de Porta et al. (1989) en derrubios de minas de Cataluña. En la Estación Experimental de La Higueruela (Santa Olalla, provincia de Toledo) los levantamientos de De Alba (1998) han confirmado la rapidez con que evolucionan las incisiones en campos de cultivo y han permitido estudiar la evolución de incisiones y cárcavas durante tormentas individuales. La evolución del cauce en la cuenca experimental de Guadalperalón (prov. de Cáceres) ha sido estudiada por Gómez Amelia & Schnabel (1996) mediante diversos cortes topográficos controlados periódicamente. La incisión y retroceso de la cárcava se acentúa en periodos húmedos tras una prolongada sequía, debido al agotamiento de la vegetación por la presión ganadera (Schnabel et al., 1996). El empleo de modelos digitales de alta resolución ha permitido aumentar la calidad de los resultados y reducir incluso el tiempo necesario para obtener datos de cierta fiabilidad. El procedimiento consiste en evaluar el sedimento producido por erosión difusa y concentrada a partir de las diferencias medidas con modelos digitales del terreno de alta resolución. Así, Martínez Casasnovas et al. (2002) han comparado la microtopografía de una parcela en viñedos del Alt Penedès-Anoia antes y después de una tormenta de alta intensidad en junio de 2000, con un total de 215 mm, de los que 205 mm cayeron en 2 horas y 15 minutos, con una intensidad máxima superior a 170 mm h-1 para un periodo de 30 minutos. El análisis realizado revela una movilización de 828±19 m3 de material, de los que el 57% se redistribuyó en la misma parcela y el resto fue exportado, con una tasa final de erosión en torno a 207 ± 21 Tm ha-1 año-1 para un solo evento lluvioso.
5.4 Parcelas y estaciones experimentales Uno de los recursos más extendidos para obtener información hidromorfológica de cierto valor comparativo lo constituyen las parcelas experimentales, ampliamente desarrolladas por el Servicio Forestal primero y, más tarde, por el Servicio de Conservación de Suelos de los Estados Unidos. Los resultados obtenidos por Wischmeier y Smith (1958, 1965) y por Hudson (1957), este último en Rodesia, representan una aportación muy valiosa para entender y jerarquizar los factores que más directamente influyen en el arranque y transporte de partículas del suelo. Los datos producidos en parcelas estándar condujeron a la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo (Universal Soil Loss Equation) de Wishmeier y Smith (1965 y 1978). Desde finales de los años 50 se han realizado decenas de estudio en todo el mundo basados en parcelas experimentales (Bryan, 1991). En España se cuenta con el precedente del Servicio Central de Conservación de Suelos desde finales de 1955, que mantuvo una serie de parcelas experimentales siguiendo el modelo americano hasta 1967 (Díaz-Fierros y Rubio, 1992). Posteriormente es necesario esperar a mediados de los años 80 para que se cree una red cada vez más densa de estaciones experimentales favorecida en los años 90 por la RESEL (Red de Estaciones Experimentales de Seguimiento y Evaluación de la Erosión y la Desertificación), financiada inicialmente por ICONA y más tarde por la Dirección General de Conservación de la Naturaleza, Ministerio de Medio Ambiente, dentro del Proyecto LUCDEME (Lucha Contra la Desertificación en el Mediterráneo). Una parcela experimental es una instalación de complejidad variable, aislada o unida a otras con fines similares (en cuyo caso llegan a formar una estación experimental), en la que se controla alguno de los elementos internos relacionados con la erosión del suelo (pendiente, exposición, profundidad o tipo de suelo, características de la cubierta vegetal, pedregosidad), bajo condiciones naturales de precipitación y de evapotranspiración. En el fondo, una parcela experimental puede percibirse como una microcuenca, con unas entradas en forma de precipitación, y unas salidas en forma de escorrentía, de sedimento y de nutrientes. Lo que se pretende es comprobar cómo varían esas salidas en el tiempo, en función de la variabilidad de las entradas y en función de las características internas del sistema que se está controlando. Obtener, pues, información cuantitativa sobre la pérdida de suelo y sobre la producción de escorrentía en ambientes dominados por el arroyamiento difuso es el objetivo primordial de toda
parcela experimental. Bryan (1991) añade además otros objetivos que han ido surgiendo con el tiempo: - Identificar umbrales en el volumen e intensidad de precipitación para la generación de escorrentía y transporte de sedimento. Estudiar procesos hidrológicos, como la variabilidad espacial de la tasa de infiltración. -Comparar los efectos erosivos de diferentes cultivos, rotaciones, técnicas de laboreo y prácticas de conservación del suelo. -Comparar el efecto de diferentes factores topográficos (pendiente, exposición, longitud de la ladera) y de la pedregosidad sobre la pérdida de suelo y sobre el funcionamiento de la escorrentía. López Bermúdez et al. (1993) describen las características y equipamiento de las parcelas experimentales, distinguiendo principalmente entre parcelas abiertas y cerradas. El sistema más sencillo, ideado por Gerlach (1967), consiste en la instalación de colectores (normalmente de 0,5 a 1 m de anchura) para conocer la magnitud del transporte de sedimento en una ladera por medio de parcelas abiertas. La medida de la erosión se enfrenta, sin embargo, al problema de que no se conoce realmente la superficie contribuyente, debido a la complicada topografía de las laderas y a la discontinuidad de los flujos. Este problema se resuelve parcialmente por medio de métodos indirectos (diferentes trazadores) que permiten definir la distancia desde la que procede la escorrentía, si bien una dificultad añadida es que esa distancia varía con la duración e intensidad del episodio pluviométrico. A pesar de sus importantes problemas metodológicos, son numerosas las mediciones realizadas en parcelas abiertas debido a la facilidad de obtención de datos. Además, las series pueden ser largas, ya que no se altera el balance de sedimentos en la ladera. Los primeros colectores en parcelas abiertas fueron los de la Estación Experimental de Requena (La Roca, 1984). Muchos de los trabajos se han realizado en áreas recientemente incendiadas, en un intento por obtener información de forma rápida con costes bajos. Ese es el caso del trabajo de Calvo (1986) en …, donde además comprobó la importancia erosiva de las lluvias de octubre de 1982, responsables del transporte del 90% de los sedimentos evacuados a lo largo de 4 años. Sobre el efecto del fuego tratan también los trabajos de Soler & Sala (1990 y 1992) y Soler et al. (1994), todos ellos en Cataluña, y el de Rodríguez et al. (1999-2000) en carrascales y pinares
próximos a Zaragoza. En otros casos se ha estudiado la erosión en caminos forestales (Úbeda et al., 1998), en parcelas de cultivo abandonados (López Bermúdez, 1989) y en áreas con variada cubierta vegetal (Romero et al., 1988). Uno de los estudios más recientes sobre erosión y escorrentía con parcelas abiertas es el de Ceballos et al. (1998) en la cuenca de Guadalperalón, provincia de Cáceres, en ambiente de dehesa. Los autores han contado con datos de 5 años hidrológicos completos correspondientes a 17 parcelas abiertas, con trampas de tipo Gerlach de 0,5 m de ancho, conectadas a contenedores de escorrentía. Las parcelas se colocaron en 5 unidades ambientales diferentes: (i) con una densidad de arbolado entre 30 y 45 pies por hectárea y elevada cubierta de pastos; (ii) con una densidad de arbolado entre 5 y 45 pies por hectárea y una cubierta de pastos abierta y discontinua; (iii) ausencia de arbolado y elevada presencia de Lavandula stoechas y de afloramientos de pizarras; (iv) concavidades y fondos de valle rellenos de sedimentos fluvio-coluviales, y ausencia de arbolado; (v) parcelas situadas bajo la proyección de la copa de las encinas. Los valores más elevados de escorrentía se produjeron en las unidades (ii), (iii) y (iv), en relación con la degradación y escasa capacidad de infiltración de los suelos en (ii) y (iii), y con la tendencia a la saturación de concavidades y fondos de valle (iv) durante los periodos de lluvias. Por el contrario, las unidades (i) y (v) registran valores muy bajos de escorrentía, que se vinculan a la densa cubierta herbácea, la presencia de mayor contenido de materia orgánica y la porosidad de los suelos. Además, en el caso de la unidad (v) un factor determinante es la interceptación de la lluvia por el arbolado. Esta variabilidad ilustra bien sobre la diversidad de las fuentes de sedimento y sobre el papel que juegan tanto las áreas menos protegidas como las más próximas a los cauces. Sin embargo, la mayor parte de las parcelas experimentales son cerradas, es decir, se hallan bien delimitadas con el fin de conocer con precisión la superficie de drenaje y obtener así tasas de denudación y coeficientes de escorrentía comparables. El Servicio de Conservación de Suelos de los Estados Unidos estableció una parcela de tamaño estándar de 72,6 pies (22,13 m) de longitud y 6 pies (1,83 m) de anchura, es decir, 0,01 acres (40,5 m2) de superficie, con 5º de pendiente. La realidad indica que, de hecho, cada equipo investigador utiliza el tamaño que más conviene a sus intereses, a sus posibilidades económicas y de personal y a las condiciones topográficas. Por ello, existe una amplia gama de tamaños (entre 1,5 y 10.000 m2), aunque lo normal es que no superen los 40 m2. Parcelas de más de 200 m2 son difícilmente controlables, lo que
limita su número y exige la instalación de divisores. En López Bermúdez et al. (1993) existe una descripción detallada de las parcelas experimentales cerradas. Es muy importante tener en cuenta las muchas limitaciones a que se enfrentan las parcelas experimentales cerradas, cualquiera que sea su tamaño. Así, por ejemplo, el límite superior de la parcela supone la desconexión del área controlada respecto al resto de la ladera. En condiciones naturales hay una continua renovación del sedimento, de manera que las partículas movilizadas desde un sector de la ladera son, al menos en parte, reemplazadas por los aportes procedentes de las zonas situadas inmediatamente más arriba. La reproducción de este sistema es imposible en parcelas cerradas, donde sólo se registra exportación. En consecuencia, algunas parcelas, especialmente si son de reducido tamaño, muestran en poco tiempo una clara tendencia al agotamiento en la exportación de sedimento y deben abandonarse (Ruiz Flaño, 1993). No debe olvidarse además que la construcción de la parcela representa una interrupción de los flujos de agua en la ladera (superficiales y en los primeros centímetros), de manera que la escorrentía recorre pequeñas distancias y dispone de menor energía para arrancar y desplazar partículas del suelo. De ahí que la producción de sedimento refleje muy parcialmente lo que sucede en la realidad. Además, la propia instalación de los bordes implica tantas perturbaciones que conviene eliminar los registros correspondientes a las primeras lluvias tras la construcción de la parcela. Estas limitaciones aconsejan considerar los resultados obtenidos en parcelas experimentales con mucha precaución y exclusivamente con fines comparativos. Los datos no pueden valorarse como tasas absolutas de erosión del suelo, aunque aportan unos órdenes de magnitud de las pérdidas que se producen bajo diferentes condiciones de cubierta vegetal, pendiente o uso del suelo (López Bermúdez et al., 1993). Con frecuencia las parcelas cerradas aparecen enmarcadas en estaciones experimentales, con objetivos a largo plazo e instalaciones más complejas. En España son varias las estaciones experimentales que funcionan desde comienzos de los años 90. Por su continuidad y volumen de resultados obtenidos destacan las instaladas por las siguientes instituciones: - Centro de Edafología y Biología Aplicada del Segura-CEBAS (Murcia), en Abanilla. - Departamento de Geografía de la Universidad de Murcia, en los Campos Experimentales de El Ardal y Minglanillo.
- Centro de Investigaciones sobre Desertificación-CIDE (Valencia), en PortaCoeli y La Concordia. - Instituto Pirenaico de Ecología, en la Estación Experimental Valle de Aísa. -Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Zaragoza, en las estaciones experimentales de Lanaja, Las Bardenas, la Puebla de Alfindén y Mediana de Aragón. - Centro de Ciencias Medioambientales, en la Finca Experimental la Higueruela. - Instituto Madrileño de Investigación Agraria y Alimentaria (IMIA) en Albaladejito (Cuenca), Marchamalo (Guadalajara) y El Encín y Aranjuez (Madrid) - Departamento de Edafología de la Universidad de Santiago de Compostela, en Pedroso. - Departamento de Edafología de la Universidad de La Laguna, en las estaciones experimentales de Ravelo y Chafiras. La estación experimental de Abanilla funciona desde 1988. Consta de 2 parcelas experimentales, cada una de ellas de 87 m2 de superficie, con un 23% de pendiente, situadas en el municipio de Santomera, al noreste de la región de Murcia. Están en una zona forestal, con suelo de tipo Haploxeroll lítico ocupado por un matorral mediterráneo y repoblación de Pinus Halepensis. Las dos parcelas son cerradas. Su objetivo es el estudio de los procesos de degradación del suelo inducidos por la desaparición de la cubierta vegetal y la validación de modelos físicos de erosión. Además, en otras 5 parcelas se han estudiado los efectos de la incorporación de distintas cantidades de residuos urbanos a suelos poco evolucionados, formados a partir de margas, con un perfil tipo A-C, muy poco permeables y contenido muy bajo de materia orgánica, afectados por intensos procesos erosivos. Una de las parcelas queda sin tratamiento, a modo de testigo, y las restantes reciben entre 6,5 y 26,5 kg m-2. Los estudios han servido para confirmar las mejoras pruducidas en las propiedades físicas del suelo y el aumento de la productividad, lo que conduce a una mayor protección del suelo frente a la erosión, sin que se constaten efectos de contaminación por metales pesados (Albaladejo y Castillo, 2000). El Campo Experimental de “El Ardal”, a cargo del Area de Geografía Física de la Universidad de Murcia funciona desde 1989. Se sitúa en el municipio de Mula, a 550 m s.n.m., con una pendiente media del 20%, sobre calizas y conglomerados cretácicos y coluviones calizos recientes. La ladera está formada por un matorral mediterráneo (Rosmarinus officinalis, Juniperus oxycedrus, Tymus zygis, Juniperus phoenicea, Tymus
vulgaris) y ejemplares de Pinus halepensis, prolongándose por un antiguo campo de cereal. La instalación consta de 17 parcelas, 12 de ellas de 16 m2 (2x8 m) y 5 de 20 m2 (2x10 m). En el tramo cubierto de matorral se construyeron 9 parcelas con diferente orientación, pendiente y cubierta vegetal; a tres de ellas se les cortó la vegetación para estudiar la diferente respuesta erosiva en suelo cubierto y desnudo. En el antiguo campo de cultivo se estudia el comportamiento erosivo en 8 parcelas bajo distintas situaciones de manejo (campo abandonado, barbecho, cultivo, labranza), así como la función de la cubierta vegetal y la pedregosidad. La Tabla XX informa sobre las características básicas de las diferentes parcelas (López Bermúdez et al., 1993). Los sedimentos y la escorrentía se recogen en su totalidad en depósitos de fibrocemento con capacidad para 200 l. Además se cuenta con una estación meteorológica automática completa, dos pluviógrafos automáticos y 12 pluviómetros totalizadores, con los que se estudia la variabilidad espacial y temporal de la precipitación. Igualmente se realiza un seguimiento de la cubierta vegetal, la biomasa, la producción de hojarasca en las principales especies de matorral con el fin de integrar la dinámica de la vegetación en el análisis de los procesos erosivos. Desde finales de 1991 se estudia la interceptación de la lluvia en diversas especies (Pinus halepensis y Juniperus oxycedrus), así como simulaciones de lluvia. Para la interceptación se cuenta con 254 pluviómetros de suelo. La escorrentía cortical se controla en Pinus halepensis (Belmonte Serrato & Romero Díaz, 1998). El Área de Geografía Física de la Universidad de Murcia dispone además, desde 1995, del Campo Experimental “Minglanillo”, en el municipio de Mula (cuenca de Rambla Salada), a 350 m s.n.m., en exposición norte. Se localiza en el talud de un glacis cuaternario, sobre materiales margosos terciarios. Los objetivos de estas instalaciones son la cuantificación de la producción de escorrentía y sedimento bajo diversos usos del suelo, la evolución de incisiones y cárcavas en campos de cultivo con almendros y los movimientos del agua en el suelo. Cuenta con 3 parcelas de 20 m2 (2x10 m) en (i) suelo desnudo de un campo de cultivo abandonado, (ii) suelo labrado y (iii) vegetación natural. El control de la humedad del suelo se realiza mediante un sensor TDR. La estación experimental de Porta Coelli perteneciente al Centro de Investigaciones sobre Desertificación (CSIC, Valencia) funciona desde abril de 1988. Se localiza en el municipio de Serra (provincia de Valencia), sobre una ladera forestal afectada por un incendio. La pendiente media es del 20% y el perfil de la ladera es ligeramente cóncavo, orientado al suroeste. Se asienta sobre margas arcillo-arenosas y
conglomerados del Muschelkalk. El suelo es un Leptosol rendzínico. La estación está pensada para obtener información sobre el comportamiento hidrológico y erosivo de distintas especies arbustivas. En total se dispone de 4 parcelas experimentales de 320m2 (40x8 m) cada una, cerradas en su perímetro por ladrillos. La zona terminal inferior se estrecha hasta alcanzar una anchura de 2 m en el extremo donde se localizan los colectores metálicos, que están conectados a depósitos de 1500 l de capacidad, donde se recoge la escorrentía con su sedimento. En el interior de los depósitos se han construido otros de 40 l de capacidad que son los que reciben directamente la escorrentía desde los colectores, para facilitar el control del agua y el sedimento, especialmente en el caso de eventos menores. Las parcelas tienen la siguiente cobertura: (i) sin vegetación, (ii) plantación de Psoralea bituminosa, (iii) plantación de Medicago arborea y (iv) vegetación natural, un matorral mediterráneo típico perteneciente a la alianza Rosmarino-ericion (Andreu et al., 1995). Posteriormente, la parcela sin vegetación fue plantada con Atriplex nummularia, una planta leñosa australiana muy resistente a la sequía, las temperaturas externas y la salinidad (Andreu et al., 1998). El equipamiento consiste en sensores pluviométricos, de temperatura y humedad del suelo y capacitivos, así como data loggers y un sistema de transmisión de datos por radiofrecuencia. Una nueva estación experimental ha sido instalada por el Centro de Investigaciones sobre Desertificación en La Concordia, municipio de Liria, provincia de Valencia. Consta de 9 parcelas de 80 m2 cada una (20x4 m), sobre un Leptosol Rendsinico desarrollado a partir de calizas jurásicas. La estación se utiliza para experimentar con diferentes intensidades de fuego y comprobar sus efectos erosivos sobre diferentes propiedades de los suelos (Gimeno García et al., 2000). La estación experimental “Valle de Aísa”, en el valle del mismo nombre, cuenca superior del río Aragón, en la provincia de Huesca, pertenece al Instituto Pirenaico de Ecología (CSIC, Zaragoza). En un principio se instalaron 18 parcelas de superficie entre 2,5 y 3,5 m2 de superficie en 6 microambientes geomorfológicos diferentes (Ruiz Flaño et al., 1991 y 1992). Se trataba de disponer de información comparable sobre la intensidad de la erosión en suelos con diferente cubierta vegetal y abandonados en distintos momentos a lo largo del siglo XX. Instaladas en febrero de 1990, fueron abandonadas en abril de 1991, tras comprobarse una tendencia al agotamiento. Los microambientes controlados fueron: (i) áreas de erosión nula o sin erosión aparente, con un cubrimiento del 100% por el matorral (3 parcelas), (ii) áreas de erosión difusa débil,
con cubrimiento vegetal del 85-95%, distinguiéndose entre áreas con matorral (3 parcelas) y con pasto (2 parcelas); (iii) áreas de erosión difusa muy fuerte, con un cubrimiento entre el 20 y el 30% (4 parcelas); (iv) áreas con descalzamientos, con un cubrimiento del 60-80% y en las que los pies de matorral son erosionados a su alrededor y descalzados en el sector de aguas abajo (3 parcelas); y (v) áreas de pavimento o enlosado de piedras, con un cubrimiento vegetal inferior al 15% y casi un 100% de piedras en superficie (3 parcelas). La utilización de estas microparcelas experimentales sirvió de punto de partida para una segunda aproximación, a partir de 1991, que desembocó en la actual Estación Experimental “Valle de Aísa” (García Ruiz et al., 1995; Lasanta & García Ruiz, …). En ella se han instalado 9 parcelas cerradas, de 30 m2 (10x3 m) de superficie, en exposición solana, a 1100 m s.n.m. ocupando un antiguo campo cultivado y abandonado hacia 1965. El objetivo general de la Estación es valorar en términos comparativos el funcionamiento hidrológico y geomorfológico de distintos usos del suelo, en especial (i) explicar las características de muchas laderas en función de prácticas agrícolas tradicionales; (ii) valorar el papel de la agricultura cerealista (y del barbecho) en la degradación edáfica y geobotánica de extensas laderas de montaña; (iii) definir el papel del matorral denso tras el abandono de tierras de cultivo; (iv) valorar las posibles implicaciones hidromorfológicas de una posible ampliación del área ocupada por los prados de diente; y (v) analizar las consecuencias del incendio periódico del matorral que invade los campos abandonados. Los usos del suelo controlados son los siguientes: - Matorral denso inalterado, con un cubrimiento del 100%. Se trata de la vegetación original anterior a la instalación de la Estación Experimental. - Prado de diente, con cubrimiento próximo al 100%. Es el resultado del desbroce del matorral original y permitiría el aprovechamiento directo por parte del ganado. - Matorral incendiado en junio de 1991. La densidad actual del matorral se aproxima al 100%. - Matorral incendiado en mayo de 1993, también en fase muy avanzada de recolonización vegetal. - Artica o parcela de agricultura nómada (shifting agriculture). Se procedió a desbrozar el matorral y a quemarlo lentamente bajo un cubrimiento de tierra y hierba. Las cenizas resultantes fueron esparcidas a modo de abono. Se cultiva con cereal
(cebada) durante varios años para abandonarla después en un ciclo muy largo de barbecho. - Artica abandonada, procedente de una artica cultivada durante 4 años. Está en fase muy lenta de colonización vegetal. - Cereal (cebada) con abonado químico. - Barbecho, alternando en año y vez con la parcela anterior. - Parcela abandonada tras haber sido cultivada varios años con cereal. La incorporación de fertilizantes mientras estuvo en cultivo ha favorecido una rápida y densa colonización con herbáceas. Cada parcela envía la escorrentía desde los colectores hacia balancines de 250 cm3 de capacidad. Las oscilaciones de los balancines emiten una señal que se almacena en data loggers. Parte de la escorrentía es además desviada hacia contenedores que son vaciados después de cada episodio lluvioso para su análisis en laboratorio. Además se cuenta con un pluviógrafo de balancines con sensibilidad para 0,2 mm de precipitación. Recientemente, el Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio de la Universidad de Zaragoza y el Instituto Pirenaico de Ecología han puesto en marcha la estación experimental de Peñaflor, a 20 km al norte de Zaragoza, con cuatro parcelas de 28 m2 (8x3 m) cada una, dos de ellas, con vegetación arbustiva y otras 2 incendiadas. El Área de Geomorfología de la Facultad de Ciencias de la Universidad de Zaragoza dispone de una compleja batería de instalaciones en Lanaja, Bardenas, La Puebla de Alfinden y Mediana. La idea de estas estaciones se basa en la necesidad de estudiar los procesos de erosión en arcillas y yesos del centro de la Depresión del Ebro. Todas ellas se crearon en 1991 y se basan en microcuencas cuyo tamaño las hace asimilables a parcelas experimentales, si bien el funcionamiento de los procesos hidrológicos y geomorfológicos son, en su mayor parte, naturales. Además de las microcuencas, se cuenta con numerosas agujas de erosión, el seguimiento de diversos perfiles microtopográficos y estación meteorológica. Los objetivos de las estaciones son la obtención de tasas de erosión hídrica, comparando métodos dinámicos (control de la escorrentía y del sedimento) y volumétricos (agujas de erosión y microperfiladores), el seguimiento de la evolución de las microformas y la cuantificación del splash en ambientes arcillosos y yesíferos (Gutiérrez Elorza et al., 1995). La Estación Experimental de Lanaja se localiza en el muncipio del mismo nombre, vertiente norte de la Sierra de Alcubierre, en la comarca de Los Monegros, a 335 m s.n.m. y orientación nornoreste. Los materiales son arcillosos, con delgados
estratos de arenisca. Dispone de dos microcuencas con una superifice de 62 y 24 m2, con límites naturales y afectadas por un intenso acarcavamiento y procesos de piping. La vegetación está totalmente ausente. La Estación Experimental de las Bardenas está en la Mancomunidad de Bardenas Reales, Navarra, a 300 m s.n.m., en exposición oeste. Los materiales son arcillosos, intensamente disectados por abarrancamiento. Las dos microcuencas tienen 54 y 55 m2 de superficie, con límites naturales. Ninguna planta crece en las microcuencas. La Estación Experimental de La Puebla de Alfindén está en el municipio del mismo nombre, sobre yesos y margas yesíferas que descienden desde la Sierra de Alcubierre hacia el río Ebro. Consiste en dos microcuencas de 54 m2 cada una, delimitadas artificialmente por tabiques de ladrillo. El matorral tiene un cubrimiento del 35%. La Estación Experimental de Mediana de Aragón, en el municipio del mismo nombre, se localiza a 360 m s.n.m., en exposición noreste, sobre materiales margoyesíferos que producen un relieve alomado, laderas pendientes y valles de fondo plano con relleno de limos yesíferos. Las dos microcuencas tienen una superficie de 66 y 50 m2, delimitadas artificialmente por tabiques de ladrillo. El matorral tiene un cubrimiento del 35%. El volumen de escorrentía se controla durante cada evento pluviométrico mediante un decantador, dos divisores de tipo Geib y un tanque colector en cada una de las microcuencas. La estación experimental de La Higueruela, en la provincia de Toledo, pertenece al Centro de Ciencias Medioambientales (CSIC, Madrid). Las 4 parcelas más estables se han dedicado a estudiar la respuesta hidrológica de distintos cultivos y manejos agrícolas. Funcionan desde 1993 y ocupan una ladera agrícola, de orientación norte, con una pendiente media del 9%. Cada parcela tiene una superficie de 250 m2 (25x10 m), aunque la escorrentía sólo se recoge en un área de 125 m2, quedando el resto reservado para la toma periódica de muestras de suelo. El colector de la escorrentía está conectado sucesivamente con tanques de decantación y dos tanques de almacenamiento, con sus correspondientes divisores de agua. Estos últimos tienen la función de conducir una parte alícuota (aproximadamente 1/3) del agua excedente del primer tanque al segundo. Los manejos reproducidos en las parcelas son los siguientes: (i) Parcela con rotación girasol-cebada de ciclo bianual, en siembra directa o no-laboreo. Las labores se
sustituyen con la aplicación de herbicidas. (ii) Parcela con rotación girasol-cebada de ciclo bianual, con laboreo convencional. (iii) Parcela en barbecho, sujeta a labores convencionales. (iv) Parcela de retirada de cultivo o abandono, permitiéndose el desarrollo de la vegetación natural (De Alba, 1998). De forma más provisional se han instalado otras parcelas con objetivos más concretos, como, por ejemplo, estudiar la redistribución del suelo según las prácticas de laboreo empleadas. Así, en 1995 y 1996 se montaron 12 parcelas de 4,5 x 2,75 m en pendientes entre el 15 y el 30%, en unos casos con laboreo a favor de la pendiente y otras paralelo a la dirección de la pendiente. El movimiento del suelo se ha seguido mediante trazadores metálicos y detector de metales. La estación experimental de Pedroso, en la provincia de La Coruña pertenecen al Departamento de Edafología y Química Agrícola de la Universidad de Santiago de Compostela. Funciona desde 1988. Consta de 6 parcelas de 20x4 m, delimitadas por bandas metálicas. En la parte inferior se localizan los colectores de escorrentía superficial y sedimento que conectan con un tanque de sedimentación que desagua en un depósito secundario a través de un divisor de caudal, lo que permite reducir la captación de agua a 1/8 del volumen inicial. Los
estudios
realizados
en
Pedroso
se
refieren
al
funcionamiento
hidromorfológico de laderas quemadas y al efecto de los incendios forestales en las propiedades fisicoquímicas del suelo en comparación con terrenos de monte (matorral denso de Ulex europeus). También se han realizado estudios sobre las consecuencias hidromorfológicas de la agricultura nómada (shifting agriculture) (CITA). En las Islas Canarias, el Departamento de Edafología de la Universidad de La Laguna mantiene desde 1992 estaciones experimentales en Ravelo y Chafiras en la isla de Tenerife. Los objetivos de tales estaciones son la evaluación de la pérdida de suelo y la generación de escorrentía en suelos con alto riesgo de erosión potencial (Andisoles), el análisis del grado de erosividad de las lluvias en régimen de alisios y la valoración de la influencia de la deforestación y de la repoblación con distintas especies autóctonas (CITA). La Estación Experimental de Ravelo se localiza a 900 m s.n.m., en la vertiente norte de la isla de Tenerife, con exposición nornoreste y una pendiente media del 15%, en uno de los ambientes más húmedos de las islas Canarias. Consta de 3 parcelas de 200 m2 (25x8m) cada una, dotadas de un sistema colector adaptado a un depósito de 500 ó 1000 l. Cada depósito está provisto de una sonda capacitiva y en cada parcela se dispone
de sensores de humedad, temperatura y clavos de erosión. Las características de las parcelas son las siguientes: (i) pinar de repoblación con Pinus radiata; (ii) parcela deforestada y ocupada por vegetación de sustitución de helechos (Pteridium aquilinum) y zarzas (Rubus ulmifolius), con especies de fayal-brezal-laurisilva, implantados en repoblación (Myrica, Laurus, Erica, Ilex), y (iii) parcela labrada sin vegetación (suelo desnudo). La Estación Experimental de Las Chafiras está en el municipio de San Miguel, en la vertiente sur de Tenerife, con exposición suroeste y pendiente media del 15% bajo un clima árido con una precipitación media anual de 130 mm. Consta de 2 parcelas de 200 m2 (25x8 m) cada una. Una de las parcelas corresponde a un antiguo campo de cultivo de tomate, ya abandonado, recolonizado por plantas herbáceas anuales. La otra parcela está en el mismo campo, pero se ha labrado para eliminar la vegetación. En las dos estaciones, cada parcela está dotada de pluviógrafo y de un sistema colector conectado a un depósito de 500 ó 1000 l. Cada depósito está provisto de una sonda capacitiva y en cada parcela se dispone de sensores de humedad, temperatura y clavos de erosión. Además de los anteriores, ha habido otros experimentos en parcelas cerradas, aunque su duración ha sido menor, debido en la mayor parte de los casos a su vinculación a proyectos concretos o a la realización de tesis doctorales. Ése es el caso de las parcelas de La Violada en ambiente semiáridos de la provincia de Zaragoza (González Hidalgo, 1992), parcelas en diferentes ambientes (cultivados, incendiados) en Cataluña (Marqués & Roca, 1985; Marqués, 1991), bajo distintos tipos de gestión forestal (Edeso et al., 1994), o en diferentes condiciones de abandono de cultivos en ambientes semiáridos (Lasanta et al., 2000). A este respecto es importante tener en cuenta que las estaciones experimentales pueden ser relativamente inestables en el tiempo, pudiendo ser sustituidas por otras, interrumpirse su funcionamiento por un tiempo o llegar incluso a desaparecer, dependiendo de los intereses científicos del grupo de investigación y, en buena parte, de la disponibilidad financiera y de personal. Las estaciones presentadas en este apartado coinciden con las que muestran mayor continuidad y con los grupos más consolidados en el estudio de procesos de erosión en España.
5.5. La simulación de lluvia
La utilización de simuladores de lluvia es habitual en varios de los grupos de investigación sobre erosión en España, a veces como complemento de los estudios que se llevan a cabo en parcelas y en cuencas experimentales. Su éxito radica en que mediante la simulación de lluvia se controla una misma intensidad de precipitación, que en la naturaleza es el parámetro más variable del ciclo hidrológico. De hecho, las parcelas experimentales necesitan varios años de monitorización para que sus resultados sean estadísticamente significativos. Mediante la simulación de lluvia todas las pruebas se realizan bajo condiciones similares, lo que hace que los resultados obtenidos con un simulador sean perfectamente comparables. Por supuesto, la simulación de lluvia presenta notables inconvenientes. Un simulador debe ser capaz de “imitar la lluvia natural en intensidad, tamaño y velocidad terminal de las gotas” (Calvo et al., 1988, p.6), lo que no es nada sencillo. Tampoco resulta fácil mantener la misma intensidad de la lluvia de una prueba a otra, incluso a pesar de la instalación de hidrosferas. La intensidad de la lluvia varía mucho de unos investigadores a otros; tiende a situarse en torno a 45-70 mm h-1, aunque en algunos casos se acerca a 200 mm h-1 (Rodero et al., 2000), con una duración media entre 30 minutos y 1 hora. En Navas et al. (1990) puede consultarse el método empleado para definir la intensidad de la lluvia y el tamaño y velocidad de las gotas de agua. Además, las condiciones en que tienen lugar las simulaciones de lluvia recuerdan muy poco a las que pueden darse en la naturaleza: la lluvia se hace caer sobre una superficie muy pequeña, donde difícilmente puede reproducirse la generación de escorrentía superficial. Lo habitual es que los simuladores de lluvia sean portátiles, aunque en España los ha habido también fijos y de grandes dimensiones, como el instalado en Rambla Honda por la Estación Experimental de Zonas Áridas (CITA). El primer simulador fue construído por Sanroque et al. (1984) para el estudio de la erosionabilidad del suelo en laboratorio. Poco después, Calvo et al. (1988) prepararon un simulador de campo, que ha servido de modelo al resto de los empleados en España. Consta de una estructura metálica, una boquilla, una unidad de aporte de agua a presión y un sistema para delimitar la parcela estudiada. La primera es muy sencilla y consiste en un armazón que ha de soportar una boquilla y un toldo de protección contra el viento. El toldo es imprescindible si se va a trabajar en días de viento para evitar que las gotas de agua sean desplazadas. La boquilla debe ser elegida con cuidado para asegurar una lluvia simulada lo más parecida posible a la natural. La unidad de aporte de agua a presión puede ser manual o impulsada mediante motor. Finalmente la parcela donde cae la lluvia simulada
está delimitada en el caso del modelo de Calvo et al. (1988), por un anillo metálico de 5 cm de altura y 55 cm de diámetro, que se clava en el suelo. La superficie de la parcela es, pues, de 0,24 m2, lo que implica que la mayor parte de los sedimentos recogidos sean más bien producidos por splash y no por arrastre por parte de la escorrentía. Algunos simuladores admiten parcelas algo mayores, como el de Navas et al. (1990), preparado para 1,5 m2. En la parte más baja de la pendiente, un tubo permite la salida de la escorrentía, que se recoge manualmente en pequeñas botellas para su análisis en laboratorio. Las perturbaciones introducidas en la parcela por la instalación del anillo pueden ser tan grandes que el sedimento desplazado durante los primeros minutos de la prueba deben ser desestimados. Aun así, los simuladores generan buena información con fines comparativos sobre el tiempo de respuesta frente a la lluvia, la capacidad de infiltración y la profundidad del frente de humectación. Incluso el coeficiente de escorrentía y la concentración de sedimento son valores útiles, aunque con limitaciones, si se comparan suelos de diferentes características o distintas cubiertas vegetales. Es decir, la simulación de lluvia permite fijar un factor fundamental para así poder analizar el peso de otras variables edáficas, topográficas o de vegetación. Los estudios con lluvia simulada se iniciaron en España bajo la influencia de investigadores extranjeros (Imeson & Verstraten, 1985; Francis, 1986). Algunos trabajos se llevaron a cabo sin ningún contacto con investigadores españoles (Bork & Rodhemburg, 1981; Scoging, 1982 a; Gerits et al., 1987), todos ellos en el sur y sureste de la península Ibérica. No debe olvidarse que los ambientes áridos y semiáridos se prestan mejor que ningún otro a la simulación de lluvia, dadas las dificultades que la escasez e irregularidad de las precipitaciones presentan para cualquier experimentación de campo. A finales de la década de los 80 se produce el desarrollo de simuladores de lluvia por autores españoles (Benito Rueda et al., 1986; Calvo et al., 1988; Barahona et al., 1990; Navas et al., 1990; Navas, 1991). En la última década del pasado siglo se multiplican los estudios que emplean simulación de lluvia (por ej., Cerdà, 1997 y 2002; Martínez Mena et al., 1999; Lasanta et al., 2000). Los temas de trabajo han sido muy variados. Una proporción importante se ha dirigido a analizar la respuesta hidrológica y erosiva de los badlands, a veces coincidiendo con otras instalaciones más complejas. Así, se han estudiado los badlands del desierto de Tabernas, en Almería (Solé et al., 1997), los de las arcillas de la Depresión del Ebro (Desir, 2000), los de la cabecera del río Llobregat (Vallcebre), en el
Pirineo Catalán (Regüés & Gallart, 2004) y, especialmente, los de la Comunidad Valenciana (Calvo et al., 1991; Payà & Cerdà, 1992; Cerdà & Payà, 1995; Cerdà & García Fayos, 1997; Cerdà, 1993, 1995 y 1999). El resto de los estudios con simulación de lluvia han tenido como protagonista a la cubierta vegetal y su dinámica temporal: (i) Así, se ha comprobado el efecto de los incendios forestales y de su posterior recolonización vegetal (Cerdà & Calvo, 1991; Llovet et al., 1994; Calvo & Cerdà, 1994; Cerdà et al., 1995; Cerdà, 1998; Badía & Moreau, 1996; Pérez Cabello, 2001. (ii) El abandono de tierras de cultivo se ha prestado igualmente al empleo de simuladores de lluvia, que han obtenido información hidrológica y erosiva en parcelas con distintos años de abandono (Francis, 1986; Rodríguez et al., 1991; Cerdà, 1997; Molina & Rubio, 1998) o con distintos tipos de aprovechamiento (Lasanta et al., 2000). (iii) El efecto de diferentes cubiertas de matorral ha sido objeto de análisis por Cerdà et al. (1995 y 1998) y por Imeson et al. (1998), mientras la dehesa ha sido estudiada por Cerdà et al. (1997), Gómez Amelia et al. (1998) y Ceballos (1996), dentro de un programa muy amplio en la cuenca experimental de Guadalperalón. Recientemente la resistencia de los suelos a la erosión bajo cubierta de olivos ha sido estudiada por Rodero et al. (2000). En todos los casos es importante interpretar muy cuidadosamente los resultados procedentes de simulación de lluvia, que no aportan valores absolutos de pérdida de suelo o de generación de escorrentía. Por otro lado, las conclusiones que se obtengan pueden ser muy diferentes dependiendo de la estación del año en que se realiza la simulación (Regüés & Gallart, 2004), dada la importancia que tienen el estado de humedad del suelo, los contrastes de humedad y los procesos de hielo-deshielo sobre la capacidad de infiltración y el arranque de partículas.
5.6 Cuencas experimentales La utilización de cuencas experimentales representa un importante cambio de perspectiva en comparación con la simulación de lluvia o con las parcelas experimentales. No es sólo un cambio de escala, también un marco conceptual distinto, dentro del cual se plantean objetivos muy diferentes y se abordan problemas científicos con un horizonte más amplio (García Ruiz & Gallart, 1997). Es un cambio de escala en la medida en que las cuencas drenan superficies sensiblemente mayores y eso contribuye a que pueda hablarse de condiciones naturales, con escasa o nula
intervención humana intencionada. Ese cambio de escala permite que se pueda controlar el funcionamiento hidrológico y geomorfológico de un área de drenaje natural, cuyos límites vienen definidos por la historia de la evolución del relieve y no, como en el caso de las parcelas experimentales, por una decisión más o menos arbitraria del investigador. Pero las cuencas también suponen un cambio de marco conceptual al permitir un planteamiento científico global, al favorecer el estudio de problemas mucho más complejos (por ejemplo, la localización de las fuentes de sedimento y de escorrentía, elaboración de balances y presupuestos sedimentarios) y más relacionados con la heterogeneidad topográfica y de cubierta vegetal (variabilidad de la humedad del suelo y de las áreas contribuyentes). Se está, por lo tanto, en condiciones de desarrollar modelos matemáticos para facilitar la comprensión sobre el funcionamiento de la cuenca y para predecir la evolución del caudal y del transporte de sedimento en función de cambios en la cubierta vegetal, en los usos del suelo o incluso del clima. En España existe ya una tradición consolidada de instrumentación y mantenimiento de cuencas experimentales, la mayoría de ellas integradas en la RESEL. Su tamaño varía desde las muy pequeñas, inferiores a 5 ha, a las de dimensiones medias, alrededor de 300 ha. La instrumentación suele ser bastante coincidente, al menos en sus aspectos básicos: estación meteorológica completa, flume para medir la altura del agua con un sensor de presión o de ultrasonidos, turbidímetro, conductivímetro, tomamuestras automático de agua (que entra en funcionamiento en momentos de avenida) y, ocasionalmente, trampa para sedimentos gruesos. Todo ello permite disponer de información básica consistente en la precipitación, el caudal y la exportación de materiales en forma particulada (suspensión y carga de fondo) o disuelta. Todas las cuencas están automatizadas, de manera que la información es almacenada en data loggers y recuperada mediante ordenador en el terreno o en laboratorio. En este último caso se dispone en algunas cuencas de procedimientos de transmisión de datos desde la cuenca hasta el centro de trabajo (por ejemplo, en las de la Estación Experimental de Zonas Áridas en Rambla Honda y Campo de Tabernas). Además, dentro de las cuencas y en función de los objetivos que se persiguen, se han instalado otros pluviómetros (a veces con el fin de determinar la interceptación de la lluvia por parte de distintas formaciones vegetales), piezómetros y sondas para medir la humedad del suelo, sin excluir la instalación adicional de parcelas experimentales o la realización de simulaciones de lluvia.
Las cuencas funcionales actualmente en España cubren dominios muy diferentes, incluyendo badlands, cultivos cerealistas, cultivos abandonados, bosques densos, matorral, dehesa y pastos de alta montaña. A continuación se presentan los rasgos más destacados de las cuencas funcionales con instrumentación permanente (Rojo & Sánchez Fuster, 1997). La cuenca experimental de Vallcebre fue monitorizada por el Instituto de Ciencias de la Tierra “Jaume Almera” en 1989. Se localiza en la cabecera del río Llobregat, en el Prepirineo oriental, con altitudes entre 1100 y 1700 m. El sustrato está formado por arcillas, margas y calizas y la precipitación media anual está en torno a 850 mm. Lo más característico es la presencia de terrazas de cultivo, ya abandonadas, en las laderas solanas por debajo de 1600 m. En la actualidad hay una clara progresión del bosque, lo que permite analizar los efectos hidrológicos y geomorfológicos de las antiguas terrazas y de la recolonización forestal (Llorens et al., 1992 y 1997). Dentro de la cuenca de Vallcebre existen otras subcuencas también controladas con estación de aforo, estación meteorológica y diversas instalaciones de campo: (i) Cal Parisa 1,16 ha, campos abandonados y pinar; (ii) Cal Parisa 2, 14 ha, campos abandonados y pinar; (iii) Cal Rodó, 417 ha, pinar y campos abandonados; (iv) Can Vila, 56 ha, campos abandonados y pinar; (v) Cal’Isard, 132 ha, pinar y campos abandonados, con un 12% de badlands; y (vi) Santa Magdalena, 52,5 ha, pinar. Las cuencas experimentales del Montseny (TM5, TM9 y TM0) pertenecen al Centro de Investigaciones Ecológicas y Aplicaciones Forestales (CREAF) de la Universidad Autónoma de Barcelona y fueron creadas en 1982. Están situadas en la Estación Biológica de la Castanya, en el Parque Natural del Montseny, con un importante rango altitudinal: TM0, entre 50 y 343m; TM5, entre 1210 y 1300 m; y TM9, entre 500 y 1050 m, con una superficie de 200, 6,4 y 5,9 ha respectivamente. La vegetación está compuesta por encinares, hayedos y landas. Los objetivos son la elaboración de balances hídricos y la circulación del agua y de los nutrientes en ambiente poco perturbado. Se pone especial énfasis en el papel hidrológico del bosque (trascolación, circulación del agua por los troncos) (Ávila & Rodá, 1988). La cuenca experimental Riera de Vernegà está controlada por el Departamento de Geografía Física de la Universidad de Barcelona y fue creada en 1993. Se asienta sobre litología granítica en la ladera suroccidental de la Sierra de les Gavarres (Gerona). Consta de 2 puntos de medición del caudal, uno en cabecera (estación de aforos C.B.B.), con una superficie de 1.6 Km2 y bosque de alcornoques y pinos, con madroños
brezos y jaras; y el otro a la salida de la cuenca (estación de aforos C.B.C.), con una superficie de 2,4 Km2 y cultivos en la parte baja. Las otras dos cuencas gestionadas por el Departamento de Geografía de la Universidad de Barcelona (Riera d’Arbúcies y río Tordera) son de grandes dimensiones, superiores a las habituales entre las cuencas experimentales. La cuenca de la Riera de Arbrícies se localiza sobre sustrato granítico, en el sector septentrional de la Cadena Costero Catalana, con cabecera en el Montseny y las Guillerías (provincia de Gerona). Tiene una superficie de 106 Km2 cubierta principalmente por un encinar. Se estudian diferentes problemas hidrológicos y de transporte de sedimento en suspensión. La cuenca experimental de la Tordera se localiza en el macizo del Montseny (cordillera Prelitoral Catalana), en la provincia de Barcelona, sobre pizarras y esquistos. Tiene una superficie de 34 Km2, con encinares, hayedos, abetos y prados. En ella se estudi sobre todo la dinámica del transporte de sedimento, especialmente el transporte de fondo y las relaciones que existen entre su variabilidad temporal y la disponibilidad de sedimento en el cauce (CITA Sala en Z. Geomorph.). Las cuencas experimentales de Monte Poblet y Sierra de Prades están a cargo del Departamento de Ecología de la Universidad de Alicante y fueron creadas en 1981. Se localizan en la Conca de Barberá (prov. de Tarragona). Las precipitaciones están en torno a 900-1000 mm de media anual, con encinar montano y encinar litoral, extensas manchas de rebollo y pinares. Se han aforado 4 cuencas: L’Avic (51,6 ha), Teula (38,5 ha), Titllar 1 (8,4 ha) y Titllar 2 (8,5 ha), entre 700 y 1150 m s.n.m. Los objetivos de las cuencas son la estimación de balances hídricos, la erosión y la tasa de meteorización de la roca madre (CITA). El Instituto Pirenaico de Ecología dispone de 3 cuencas experimentales, una de ellas (Izas), desde 1987 y las otras dos (Arnás y San Salvador) desde 1994 y 1996. La cuenca de Izas representa un ambiente típico de alta montaña, en la cabecera del alto valle del Gállego, entre 2060 y 2288 m de altitud, con una precipitación media anual algo superior a 2000 mm y dominio de pastos subalpinos con importantes descarnaduras en cabecera. Tiene una superficie de 33 ha sobre pizarras. Los objetivos de esta cuenca se centran en el estudio de la influencia de los factores climáticos en los procesos de erosión, transporte de sedimento y generación de escorrentía en ausencia de importantes perturbaciones de origen humano (Alvera, 2000). La cuenca experimental de Arnás corresponde a un ambiente de alta montaña intensamente perturbado por actividades humanas. Se localiza en el valle de Borau,
cabecera del valle del río Aragón, entre 900 y 1341 m s.n.m. Fue cultivada hasta principios de los años 60 y luego abandonada, de manera que los antiguos campos de cultivo se encuentran colonizados por matorrales. La precipitación media anual está en torno a 1100 mm. Tiene una superficie de 230 ha sobre flysch. Con esta cuenca se pretende estudiar las relaciones entre precipitación, escorrentía superficial y transporte de sedimento, identificar las áreas generadoras de escorrentía y sedimento, realizar balances de sedimentos y valorar la accesibilidad de estos últimos a los cauces (García Ruiz et al., 2000). La cuenca experimental de San Salvador está cubierta por un bosque denso de pino silvestre, con rodales de roble en las laderas bajas y de haya en las concavidades umbrías. La precipitación media anual es de 1100 mm y su superficie, de 187 ha, entre 810 y 1325 m s.n.m., sobre sustrato de flysch. En esta cuenca se estudia el papel del bosque en la generación de escorrentía y producción de avenidas, así como en el transporte de sedimento. Sus resultados se comparan con los de la cuenca de Arnás, cuyas características litológicas y topográficas son muy similares. El Departamento de Geografía y Ordenación del territorio de la Universidad de Zaragoza ha monitorizado recientemente dos cuencas en el Prepirineo oscense (cabecera del barranco de Alastuey, margen izquierda del río Aragón). Una de las cuencas (barranco Alastuey) fue afectada en 1994 por un incendio forestal. Tiene una superficie de 392 ha sobre Areniscas y lutitas (89%) y conglomerados (11%), entre 1204 y 900 m. La segunda cuenca (barranco Real) no fue afectada por el fuego y está colonizada por un pinar denso de Pinus sylvestris. Tiene una superficie de 558 ha sobre conglomerados (65%) y areniscas y lutitas (35%), entre 1500 y 698 m. El Servicio de Estructuras Agrarias del Gobierno de Navarra dispone de tres cuencas localizadas en la Navarra Media: (i) La Tejería se encuentra en el municipio de Villanueva de Yerri y representa condiciones de cultivo en secano cerealista, con una superficie de 159 ha sobre arcillas y areniscas continentales. La precipitación media anual oscila en torno a 700-750 mm. (ii) Latxaga se sitúa en los municipios de Beortegui y Urroz-Villa, en la Depresión Media pirenaica, sobre margas grises de la formación Pamplona. Representa condiciones de cultivo cerealista, con una superficie de 205 ha, y con una precipitación media anual de 800 a 850 mm. (iii) Oskotx-Muskitz se localiza en el valle de Imotz y representa una zona de explotación ganadera intensiva en un medio forestal. Cuenta con dos estaciones hidrológicas, que recogen las aguas del área forestal y de los terrenos de aprovechamiento ganadero. Tiene una superficie de
1674 ha sobre facies flysch, de las que el 61% corresponde a terrenos forestales y el 39% a praderas y pastizales, con una carga ganadera de 1500 UGM. La precipitación media anual es de 1200 mm. En la provincia de Salamanca, el Grupo de Investigación en Recursos Hídricos de la Universidad de Salamanca (HIDRUS) dispone de tres nuevas cuencas experimentales en tres ambientes diferentes. (i) La cuenca experimental de Rinconada, con una superficie de 62,3 ha, se caracteriza por un bosque denso de Quercus pyrenaica, sobre cuarcitas, calizas, pizarras y areniscas; la precipitación media anual es de 990 mm y la altitud máxima y mínima de 1454 y 1140 m respectivamente, (ii) La cuenca experimental de Morille tiene una superficie de 35 ha y corresponde a un ambiente de dehesa, con Quercus ilex ssp. Ballota, sobre cuarcitas, pizarras y esquistos; la precipitación media anual es de 493 mm y se desarrolla entre 945 y 895 m. (iii) La cuenca experimental de Villamor tiene una superficie de 100 ha, con cultivos de cereal y viñedo sobre un sustrato de areniscas; recibe una precipitación media anual de 429 mm y se desarrolla entre 910 y 848 m. En las 3 cuencas se estudian procesos hidrológicos que permiten elaborar balances hídricos y estudiar el papel de zonas saturadas en la generación de escorrentía, así como la dinámica temporal de la humedad del suelo. La cuenca experimental de Petrer, en el municipio del mismo nombre (prov. de Alicante) fue creada por el Departamento de Geografía de la Universidad de Valencia. Tiene una superficie de 0,5 ha, sobre margas intensamente erosionadas, desarrollando una típica morfología de badlands. La precipitación media anual es de 309 mm. Su objetivo principal es obtener información sobre la dinámica actual de los procesos de erosión en badlands. El Centro de Edafología y Biología Aplicada del Segura tiene tres cuencas en la Sierra del Picarcho, Murcia, destinadas a cuantificar la respuesta hidrológica y erosiva en ambiente semiárido, a determinar los factores determinantes de la generación de escorrentía y pérdida de suelo y, finalmente, a calibrar diferentes modelos hidromorfológicos. Dos cuencas (c1 y c2) se han instalado en una zona quemada en 1994 con espartizal en regeneración. Tienen una superficie de 7,9 y 6,4 ha. La tercera cuenca (c3), con una superficie de 24,3 ha, está en una zona sin quemar, con esparto y pinar claro. Además, el área experimental cuenta con 6 parcelas cerradas de 30 m2 (10x3 m), dos en espartizal quemado, dos en una zona de esparto no quemado y bien
desarrollado, y otras dos en pinar. La precipitación media anual está en torno a 300 mm (Castillo et al., 2000). La Estación Experimental de Zonas Áridas dispone de una cuenca instrumentada de 1,88 ha y de 3 microcuencas encajadas en la anterior, de 57, 302 y 5892 m2, todas ellas en el área experimental de El Cautivo, en el municipio de Tabernas (prov. de Almería). Se trata de una zona intensamente acarcavada sobre margas, debido tanto al levantamiento tectónico durante el Cuaternario como a la presión humana. La precipitación media anual es de 218 mm, con ausencia casi general de vegetación y elevada cobertura por líquenes. En estas cuencas se trata de identificar los mecanismos que conducen a la activación y desactivación de las formaciones acarcavadas, determinar los factores que controlan la generación de escorrentía y la producción de sedimento y determinar las relaciones entre colonización vegetal y erosión (Cantón et al., 2001). Finalmente, la cuenca experimental de Gudalperalón, a cargo del Departamento de Geografía de la Universidad de Extremadura, se localiza en el municipio de Cáceres, en la cuenca del río Almonte, afluente del Tajo. Tiene una superficie de 35,4 ha con sustrato de esquistos y pizarras entre 343 y 403 m s.n.m. La precipitación media anual es de 509 mm. Representa una dehesa de encina con aprovechamiento ganadero. Esta cuenca tiene por objeto conocer en profundidad el funcionamiento de los procesos hidrológicos y geomorfológicos que operan en áreas adehesadas, estudiar la variabilidad espacial y temporal de la respuesta hidrológica y obtener balances de sedimentos. De especial interés son los estudios de humedad del suelo y de interceptación de la precipitación, en relación con la distribución espacial de las encinas (Schnabel, 1997; Schnabel & Mateos, 2000).
5.7 Batimetría de embalses Los embalses actúan como grandes trampas de sedimento, donde se deposita una parte elevada de los materiales que transporta un río. Este proceso, conocido como aterramiento, representa una progresiva pérdida de capacidad, limitando la vida útil de los embalses y reduciendo su eficacia en el almacenamiento de agua para riego, producción hidroeléctrica o abastecimiento urbano. Pero a la vez encierra información muy valiosa desde un punto de vista geomorfológico, pues los sedimentos acumulados son la consecuencia de la actividad erosiva en el conjunto de la cuenca y del transportre por la red fluvial. En la actualidad, el cálculo del sedimento depositado en el vaso de un
embalse es la fuente de información aceptada para estimar la “degradación específica”, que se define como la cantidad total de sedimento procedente de la erosión y transporte en una cuenca fluvial, expresado normalmente en peso por unidad de superficie y tiempo (en general toneladas por hectárea o por km2 y año). Sin embargo, la obtención de esta información es muy laboriosa, pues requiere conocer el volumen de aterramiento, la capacidad de retención del embalse y la densidad del sedimento. En España, este procedimiento sólo está al alcance del Centro de Estudios y Experimentación (CEDEX), dependiente del Ministerio de Fomento. El volumen de aterramiento se obtiene por diferencia entre la capacidad inicial del embalse y su capacidad cuando se realiza el estudio (Avendaño & Cobo, 1997). Requiere una combinación de técnicas fotogramétricas y batimétricas; las primeras determinan la topografía en la parte del embalse no cubierta en ese momento por el agua, y las segundas contribuyen a realizar el levantamiento topográfico en la parte sumergida. La densidad del sedimento es necesaria para pasar el volumen a peso y de ahí poder obtener la degradación específica. Por último, la capacidad de retención es la relación entre la cantidad de sedimentos que llegan al embalse y los que son retenidos en él. Almorox et al. (1994) señalan los coeficientes de retención de sedimentos en varios embalses (a partir de datos del CEDEX). En algunos casos la sedimentación afecta casi al 100% de los sedimentos aportados por la cuenca: los embalses de Gabriel y Galán, en el río Alagón (cuenca del Tajo) y de Tranco de Beas, en el río Guadalquivir, retienen el 99% del sedimento y en torno al 98% están los embalses de Cenajo en el río Segura, Bornos, en el río Guadalete, Santa Teresa, en el río Tormes, y Yesa, en el río Aragón. Algunos embalses situados en cuencas con elevada actividad erosiva han perdido más del 30% de su capacidad inicial: ese es el caso de los de Valdeinfierno, Talave, Alfonso XIII y Puentes, todos ellos en la cuenca del río Segura. Es evidente que tanto el tiempo transcurrido desde la construcción del embalse como la actividad erosiva en la cuenca y la intensidad y frecuencia de avenidas explican el estado de aterramiento de un embalse concreto. En cambio, el tamaño del embalse en relación con la aportación de caudal es un factor relativamente importante a la hora de explicar el coeficiente de retención de sedimento. La retención más elevada se alcanza en los grandes embalses, debido a que en ellos el tiempo de residencia del agua es mayor (pudiendo decantarse la mayor parte del sedimento) y a que las descargas de agua por compuertas de fondo (para evacuar los lodos) afectan a la zona más próxima a la presa, es decir, a una pequeña parte del vaso del embalse.
López Bermúdez y Gutiérrez Escudero (1982) comparan los datos de aterramiento de embalses con los obtenidos de la aplicación de la USLE en la cuenca del Segura. Llegan a la conclusión de que sería necesario construir un nuevo embalse de 40 hm3 cada 20 años para mantener la capacidad de almacenamiento de agua. En caso contrario deberá reducirse progresivamente la superficie irrigada o introducir sistemas de riego más eficaces. Más recientemente los sedimentos del embalse de Barasona (río Esera, Pirineo aragonés) se han estudiado para analizar tasas de aterramiento a partir de la datación de algunas avenidas, habiéndose comprobado un notable descenso de los aportes sedimentarios en las últimas décadas (Valero et al., 1999). Un fenómeno similar se ha observado en el embalse de Yesa (río Aragón, Pirineo aragonés) gracias a la existencia de batimetrías en 1969 y 1986 (López Moreno et al., en prensa). En el apartado... se presentan y discuten en detalle estos resultados.
5.8. La cuantificación de la erosión mediante cesio 137 Desde mediados de los años 70 se han empleado nuevos métodos para cuantificar la erosión del suelo por medio de isótopos trazadores. Los estudios realizados con cesio 137 han demostrado que se trata de un trazador eficaz de la redistribución del suelo a escala de laderas y cuencas. En España las investigaciones se han centrado en el valle del Ebro (Navas & Machín, 1991; Navas & Walling, 1992; Quine et al., 1994) y en algunas áreas del Pirineo, com o la cuenca experimental de Arnás en la cabecera del río Aragón (Navas et al., 2005) . Navas (1995) informa en profundidad acerca de este método. El cesio 137 es un subproducto de las pruebas nucleares realizadas entre 1950 y 1983, así como del accidente nuclear de Chernobil en 1996. En el suelo está muy ligado a los minerales de la arcilla y a la materia orgánica. En principio, si no hubiera erosión o acumulación, el cesio 137 aparecería distribuido de manera muy homogénea en una determinada región. Pero esto, naturalmente, no es así. La diferencia entre lugares erosionados y no erosionados “se determina por la desviación respecto a un valor de referencia” (Navas, 1995, p.8). Esta referencia se obtiene muestreando un lugar no erosionado ni afectado por acumulaciones de material fino, como es el caso de algunas terrazas medias y altas. Una vez muestreada una ladera o una cuenca, las desviaciones negativas respecto al punto de referencia reflejarán una pérdida de cesio 137 y, por lo tanto, también de suelo. Por el contrario, las desviaciones positivas indican
sedimentación. “En consecuencia, la magnitud y dirección de estas desviaciones suministran una estimación cualitativa de la redistribución del sedimento” (Navas, 1995, p.8). Relaciones empíricas y modelos teóricos han permitido relacionar las pérdidas de cesio en el suelo y la cantidad de suelo erosionado en los últimos 50 años. Las medidas de cesio 137 se han utilizado también para datar sedimentos recientes de lagos y embalses mediante la aplicación de modelos de datación. Ello ha permitido, por ejemplo establecer varios periodos de sedimentación en el embalse de Barasona (río Esera, Pirineo Central) y estimar tasas de aterramiento (Valero Garcés et al., 1999).
5.9 Sistemas de Información Geográfica y teledetección. Es bien conocido el hecho de que los Sistemas de Información Geográfica (SIG) permiten construir bases de datos georreferenciados con enormes posibilidades para el tratamiento de la variabilidad espacial. En su aplicación a los estudios sobre erosión del suelo permiten superponer de manera automática diferentes capas o mapas temáticos (topografías, geología, geomorfología, suelos, vegetación, usos del suelo, red hidrográfica) que son la base para elaborar áreas más o menos vulnerables. Así, mediante SIG es posible obtener mapas del riesgo de erosión del suelo y modelos predictivos de la erosión a diferentes escalas espaciales. También se han empleado para la extracción automática de la red de drenaje, con objeto de definir bien los flujos de escorrentía (Saura et al. 2000) y de integrar las unidades espaciales que fluyen en una determinada dirección. La extracción de la información contenida en un modelo digital del terreno (MDT) abre enormes posibilidades a análisis estadísticos multivariables (por ej., el Análisis Discriminante) que se benefician de índices calculados fácilmente con un SIG. La eficacia de los SIG se multiplica cuando se aplican a los resultados procedentes de la Teledetección, de manera que un mismo estudio integra la obtención de mapas de erosión y el análisis estadístico. Es cierto que todavía son muy pocas las aproximaciones realizadas en este sentido en España, pero las posibilidades científicas y aplicadas son enormes. Así lo demuestran los trabajos de Pérez Cabello & Nogués (2001) en el Sistema Ibérico riojano, (cuenca del río Cidacos), y de Beguería (2005) en la cuenca alta del valle del Aragón, en el Pirineo Central. Conviene recordar que la teledetección permite el análisis digital de imágenes multiespectrales obtenidas desde satélite, lo que abre un campo ilimitado en
geoecología. Así, la identificación de las áreas sujetas a fuerte erosión se realiza a partir del suelo y del afloramiento del sustrato. Es cierto, no obstante, que el mapa resultante requiere de la utilización frecuente de las llamadas reglas de experto, es decir, un conocimiento de aspectos básicos del territorio. Así, no todos los afloramientos del sustrato deben considerarse en sentido estricto como áreas sometidas a fuerte erosión, pues ello depende del grado de resistencia de la roca: las calizas o el granito desnudos no pueden entrar en la categoría de erosión severa, pues no son auténticos productores de sedimento, al menos no en el sentido en que lo son las margas y las arcillas desnudas. De igual forma, los campos de cultivo en barbecho no quedan bien separados con teledetección de las áreas de suelo desnudo. Resulta evidente que ni los procesos de erosión ni la exportación de sedimento son similares en ambos casos. De ahí que tengan que introducirse notables modificaciones al mapa obtenido por teledetección para hacerlo eficaz y científicamente válido. Ese mapa, finalmente, se considera un mapa de estados erosivos, con unas categorías cualitativas que no permiten estimar las tasas de erosión. El análisis de imágenes de satélite se emplea igualmente para obtener el factor C de la USLE (cubierta vegetal y cultivos) y para elaborar mapas de vegetación que son un componente básico en los modelos de erosión de base física. La aplicación de un SIG al mapa de estados erosivos multiplica la información y detecta los factores que mejor explican la distribución de las áreas erosionadas, a la vez que las caracteriza en función de la pendiente, la orientación, la cubierta vegetal, la litología o cualquier otro factor geoecológico. Ahora bien, un problema muy importante en geomorfología es la relación entre áreas erosionadas y red fluvial. Como es bien sabido, las áreas realmente contribuyentes en una cuenca pueden ocupar una parte muy pequeña de la misma, debido a que entre esas áreas y los cauces hay sumideros de sedimento (rellanos, sectores con vegetación muy densa) que impiden el acceso hasta los cauces. La separación entre las áreas erosionadas contribuyentes y las que no lo son constituye un reto en geomorfología que puede resolverse mediante la modelización del potencial de erosión/sedimentación en vertientes (Beguería, 2005), para lo que resulta fundamental la interacción entre el mapa obtenido por teledetección y un SIG. El resultado final es un mapa de fuentes de sedimento. La gran ventaja de este procedimiento es su aplicabilidad a grandes extensiones de cientos o miles de kilómetros cuadrados, cuya cartografía y posterior análisis gana mucho en velocidad y precisión.
5.10. Una perspectiva general sobre los métodos: el efecto de la escala. Los apartados anteriores han confirmado que los estudios sobre la erosión en España emplean una gran diversidad de métodos y de equipamiento de campo. Cada uno de ellos se presta mejor a determinadas condiciones del terreno y se enfrenta a diferentes objetivos y problemas. Los resultados no son, por ello, estrictamente comparables, aunque sí, en muchos casos, complementarios. Lo importante es tener muy claras sus limitaciones para saber qué podemos concluir, con carácter general, de tales resultados. Es evidente que cada uno de los métodos aborda el estudio de la erosión a escalas muy diferentes, desde, por ejemplo, las piquetas o la simulación de lluvia hasta, en el otro extremo, la teledetección, las cuencas experimentales o el empleo de modelos paramétricos como la USLE. En unos casos se nos da información sobre la erosión en un punto concreto y en los otros sobre grandes superficies de cientos o miles de kilómetros cuadrados. Esto es importantísimo tenerlo en cuenta, porque los procesos hidrológicos y de erosión y su intensidad son muy distintos a diferentes escalas, y por lo tanto lo que se está midiendo o estudiando es también diferente dependiendo del método que se esté empleando. Así, la simulación de lluvia no informa realmente acerca del arroyamiento superficial y sus consecuencias erosivas, debido a que el pequeño tamaño de la parcela donde se hace la prueba (en general, 0,23 m2) no permite que la escorrentía tenga suficiente fuerza como para arrancar las partículas del suelo ni, mucho menos, para formar pequeñas incisiones que reproduzcan lo que sucede en la naturaleza. Por eso se considera que la simulación de lluvia informa sobre todo acerca de la propensión del suelo a ser removido por splash, y a la vez acerca de la capacidad de infiltración y de la mayor o menor tendencia de los suelos a generar escorrentía superficial, así como la mayor o menor rapidez con que se genera esa escorrentía. Son, todos ellos, aspectos hidromorfológicos de gran interés. Por otro lado, sus resultados sólo pueden compararse cuando las pruebas de simulación de lluvia se han realizado con el mismo simulador o con similares condiciones de intensidad y de tamaño de las gotas de agua. En las parcelas experimentales los procesos estudiados tienen que ver, de forma limitada, con el arroyamiento superficial y su capacidad de arrastre de partículas. De todas formas, las parcelas cerradas limitan mucho el funcionamiento natural de la escorrentía e introducen notables distorsiones relacionadas con su tamaño (tendencia al agotamiento de los sedimentos cuando son de pequeñas dimensiones: Ruiz Flaño, 1993) o con la instalación de los bordes. Informan sobre todo acerca del transporte de
sedimento por arroyamiento difuso, así como sobre las relaciones entre precipitación y escorrentía bajo diferente cubierta vegetal. En cambio, no reproducen bien los complejos procesos de transferencia a escala de ladera, donde las partículas pueden resedimentarse por efecto de los cambios de pendiente o de la mayor densidad de la cubierta vegetal. Naturalmente, a escala de cuenca experimental los procesos implicados son muy diferentes. En una cuenca, aunque sea de sólo unas decenas o centenares de hectáreas se está estudiando el funcionamiento hidromorfológico “al natural”. La escorrentía tiene suficiente fuerza en las laderas como para producir regueros o incisiones y cárcavas, y la topografía es lo suficientemente heterogénea como para que se creen almacenes temporales de sedimento, tanto en las mismas laderas como en los cauces. De esta forma, en una cuenca se integra la información de las laderas y los cauces, y estos últimos son la respuesta frente a los procesos que dominan en las primeras. Está claro pues, que los datos de transporte de sedimento o erosión por unidad de superficie a la salida de la cuenca no tiene mucho que ver con los datos procedentes de parcelas experimentales, entre otras razones porque las parcelas se refieren, cada una de ellas, a espacios homogéneos desde un punto de vista topográfico, edáfico y de vegetación, mientras la cuenca es un espacio esencialmente heterogéneo. Por esta razón, las cuencas experimentales se prestan, mejor que ninguna otra escala, a la elaboración de balances y presupuestos de sedimento, a estudiar las interacciones entre erosión en laderas y transporte en los cauces, y a comprobar las variaciones que se producen en las áreas contribuyentes en escorrentía y sedimento durante eventos de diferente intensidad y duración. Cuando se supera la escala de cuenca experimental y se analiza la erosión en territorios más extensos, de cientos o miles de kilómetros cuadrados, entonces dejan de estudiarse procesos hidrológicos y erosivos propiamente dichos. Así, la teledetección y la USLE permiten cartografiar “la intensidad” de la erosión, es decir, aportan una perspectiva espacial acerca de las áreas más erosionadas en el primer caso y más susceptibles de generar sedimento en el segundo. Tampoco informan acerca de los procesos las batimetrías realizadas en embalses, que en cambio sí contribuyen a cuantificar la cantidad de sedimento removido en una cuenca. Por todas estas razones, los resultados obtenidos en forma de tasas de erosión dependen en buena parte de la escala de trabajo, y de ahí que no deban tomarse en consideración si no es en el contexto en el que se han producido. Por otro lado, es
importante tener en cuenta que las tasas de erosión están controladas también por la ocurrencia o no de lluvias extremas durante el periodo experimental, como han demostrado Desir et al. (1992) y Desir (2000): las tasas se redujeron en orden de magnitud al aumentar el periodo de estudio de unos meses a 9 años. De igual forma, en la cuenca experimental de Izas una lluvia muy intensa en octubre de 1987 produjo tanto sedimento como el recogido durante la década siguiente (Alvera & García Ruiz, 2000). Normalmente las piquetas tienen muy poca resolución, por lo que sólo dan una idea muy aproximada de lo que ocurre. Su empleo tiende a restringirse a laderas muy erosionadas (badlands, taludes de escombreras) donde la precisión puede no ser tan importante. Lo normal es que aporten registros sobrevalorados de la erosión. En cuanto se pasa a escalas bidimensionales, la pauta más general es que la producción de sedimento aumente a medida que se incrementa el tamaño, hasta un cierto umbral a partir del cual comienza a disminuir. La razón de esta evolución está en los propios mecanismos de arranque y transporte de partículas que caracterizan a las diferentes escalas. Como ya se ha señalado, en superficies muy pequeñas el arroyamiento superficial tiene poca energía para arrancar y transportar partículas del suelo; sólo a medida que aumenta la distancia recorrida es posible hablar de un verdadero arroyamiento difuso, que puede originar incluso regueros en parcelas de más de 20 m2 y, por supuesto, en microcuencas y en cuencas experimentales. Sin embargo, aunque la capacidad de erosión y transporte se incrementan con la superficie, hay un umbral que implica la aparición de sumideros de agua y sedimento, formando almacenes temporales que no contribuyen de inmediato al balance de sedimento. Por eso la tasa de erosión tiende a disminuir a medida que se amplía la superficie considerada. En consecuencia, para un mismo problema erosivo, las microparcelas (menos de 10 m2) aportan valores de erosión del suelo inferiores a la realidad. Hacia 20 ó 30 m2 se alcanzan las tasas más elevadas de erosión y de ahí en adelante se produce una marcada disminución, de manera que los registros son progresivamente menores en cuencas de mayor tamaño. Así, cuando se analizan cuencas integradas suele comprobarse que las menores exportan más sedimento que las mayores, como sucede en la Riera d’Arbucies (Batalla y Sala, 1995): en pequeñas cuencas contribuyentes a la Riera d’Arbucies las tasas de erosión oscilan entre 2,27 y 2,59 t ha-1 año-1, mientras que la cuenca principal registra tasas de 1,3 t ha-1 año-1, reflejando la importancia de los almacenes de sedimentos cuanto mayor es la cuenca.
Lamentablemente, existen pocos estudios integrados de erosión y transporte de sedimento a diferentes escalas dentro de una misma área experimental. En la cuenca de Guadalperalón, Ceballos et al. (1998) han comprobado la reducción de la escorrentía con el aumento de la superficie, aunque la tendencia no está tan clara por lo que respecta a la erosión, quizás debido al corto periodo de estudio. En un área acarcavada del Campo de Tabernas parece cumplirse, tras seis años de estudio, la tendencia apuntada más arriba: poca erosión en microparcelas, aumenta hasta la escala de microcuencas (62 m2) y luego disminuye progresivamente en cuencas de 255 y 5775 m2 (Cantón et al., 2001). No obstante, esta tendencia no siempre se cumple. En parcelas y cuencas de la montaña media pirenaica se ha comprobado que el coeficiente de escorrentía aumenta al pasar de la escala de parcela de 30 m2 a la de cuenca de 200 ha, puesto que en la primera sólo se recoge la escorrentía superficial, mientras que la segunda integra el flujo de base subsuperficial y subterráneo. Y, en contra de lo que cabría esperar, las tasas de erosión se incrementan a medida que se amplia la superficie de drenaje (Fig. XX): son muy bajas en las parcelas experimentales, mayores en las cuencas experimentales (probablemente debido a la erosión que afecta al cauce y sus taludes) y aún más en la cuenca alta del río Aragón (hasta el embalse de Yesa), donde las fuentes de sedimento integran a extensas áreas de badlands, ausentes en las cuencas experimentales (García Ruiz et al., Moscú).
6. LA EROSIÓN HISTÓRICA EN ESPAÑA 6. EVIDENCIAS DE PROCESOS EROSIVOS EN EL PASADO
Un
número
creciente
de
estudios
geoarqueológicos,
palinológicos
y
sedimentológicos se ha interesado directa o indirectamente por la erosión durante el Pleistoceno Superior y el Holoceno. Muchos de ellos ilustran acerca de los cambios experimentados por la cubierta vegetal a medida que la presión humana se ha ido acentuando y se ha ocupado cada vez más espacio para cultivos o áreas de pastos, provocando un descenso en la biomasa vegetal desde el Neolítico (por ej., Burjachs et al., 1997). En algunos casos, no obstante, se hace referencia a las estrechas relaciones existentes entre procesos geomórficos y actividades humanas en los últimos milenios, aunque también aportan información sobre el funcionamiento de laderas y cauces en ausencia de presión humana. Tales estudios reflejan la existencia de determinados periodos en los que la erosión ha desmantelado laderas y ha contribuido al relleno de valles y al enterramiento de yacimientos arqueológicos, frente a otros momentos de menor actividad geomorfológica, durante los cuales el transporte de materiales se ha visto muy limitado. Para muchos autores el problema principal consiste en separar el papel de los cambios de vegetación inducidos por las actividades humanas y los cambios en la actividad de los procesos geomóficos provocados por cambios climáticos de cierta persistencia en el tiempo (mayor o menor volumen e intensidad de las precipitaciones, fases cálidas o frías). La información que se expone y discute a continuación procede sobre todo de estudios sobre depósitos lacustres, relleno de valles e interacciones entre geomorfología y yacimientos arqueológicos. Uno de los depósitos mejor estudiados y con mayor contenido paleoambiental es el lago de Tramacastilla, en la cabecera del río Gállego, Pirineo Central. Este lago ocupa una cubeta de sobreexcavación en la divisoria entre dos valles afluentes del Gállego (Escarra y Lana Mayor). La cuenca de drenaje es muy pequeña, con un sustrato de areniscas y pizarras devónicas. Unos 100 m por encima de la divisoria se observan cordones morrénicos laterales correspondientes a la máxima expansión del glaciar de Escarra, cuando una difluencia de este último pasaba hacia el valle de Lana Mayor. Un sondeo permitió obtener un testigo de algo más de 13 m de sedimento en el lago, estudiado inicialmente por Montserrat (1992) y más tarde por Valero & Martí Bono
(1997). La base del depósito tiene una edad de 29.400 ± 600 años BP. El análisis polínico muestra la sucesión de tres comunidades principales de vegetación: (i) Comunidades de estepa desde la base del depósito hasta el inico del Holoceno, coincidiendo con el Pleniglaciar y el Tardiglaciar. Esta estepa sugiere un clima frío y seco, durante el cual predominó la sedimentación de partículas muy finas, con escasa materia orgánica, para pasar más tarde a ritmitas de limo y arena. Durante esta fase, de unos 20.000 años de duración, se depositaron 5,5 m. de sedimento en el centro del lago. (ii) A lo largo del Holoceno se desarrolló la clásica sucesión de Betula-PinusQuercus-Abies y Fagus formando densas comunidades forestales. La sedimentación estuvo dominada por la materia orgánica, con un pequeño intervalo hacia 4000 BP con arena gruesa. Ese momento coincide con un pequeño nivel de cenizas y un aclareo de la vegetación, aunque su recuperación fue rápida. Numerosos yacimientos arqueológicos prueban que la alta montaña pirenaica era ya explotada por comunidades humanas alrededor del 4000 BP (Andrés, 1992), lo que explicaría el incendio y el consiguiente, aunque temporal, incremento de la erosión. Incendios de edad parecida se han detectado en la parte meridional del Pirineo Central. En el valle de Bentué, un paleosuelo con cenizas y ramas quemadas separa dos unidades diferentes en un derrubio estratificado en la vertiente noroeste de Monte Peiró. La edad de las cenizas es 3340 ± 70 BP. La presencia de restos de parásitos que acompañan al ganado doméstico refuerza la idea de una incendio intencionado (García Ruiz et al., 2000). (iii) A partir del siglo XII de nuestra era el bosque es sustituido por un pastizal de gramíneas. La transición entre el bosque y el pastizal es muy brusca, y se manifiesta por un marcado nivel de cenizas seguido por un aumento de la sedimentación clástica y de la tasa de erosión. Las cenizas representan claramente el incendio del piso superior del bosque, por encima de 1600 m en este sector. Las consecuencias son evidentes: desaparece la sedimentación orgánica, típica de un ambiente forestal con muy baja capacidad de arranque de partículas del suelo, y se produce un fuerte aporte de arenas. En los últimos 800 años el espesor de sedimento acumulado en el lago ha sido de 4 metros, es decir, tanto como durante todo el Holoceno (lo que significa una tasa 12 veces superior) y casi tanto como entre 30.000 y 10.000 BP, confirmando la existencia de fuertes tasas de erosión. La deforestación masiva coincide con la expansión de los rebaños trashumantes, cuya presión fue suficiente para impedir la recolonización natural del bosque.
Una de las consecuencias de la sustitución del bosque por pastos en alta montaña es el aumento de la superficie afectada por procesos de solifuxión (Höllermann, 1985). En el Pirineo Central son conocidos los deslizamientos planares en laderas de 25 a 30º de pendiente (García Ruiz et al., 1990) por encima del nivel del bosque, y la presencia de incisiones paralelas (rills) en áreas de suelos ya desmantelados (García Ruiz & Puigdefábregas, 1982). Depósitos lacustres y yacimientos arqueológicos han puesto de manifiesto que los primeros indicios de cereales cultivados datan del VII milenio BP (López et al., 1997). Estos autores confirman que durante la Edad del Hierro (2700 BP) el policultivo mediterráneo, con vid, olivos y cereales, estaba ya plenamente instaurado en el Mediterráneo Occidental, y que antes de la romanización la presión humana sobre el territorio era ya muy evidente, como también ha probado González Sampériz (2004) en el centro de la Depresión del Ebro. En el límite meridional del Pirineo aragonés (Lago de Estañá), entre los ríos Cinca y Noguera Ribagorzana, se ha comprobado la existencia de continuas fluctuaciones en la presión humana, con abundantes yacimientos romanos, abandono a partir del siglo VIII, repoblación en el IX, aumento de población hasta la segunda mitad del siglo XIV, posterior crisis y despoblación, recuperación en la segunda mitad del siglo XVII, emigración después de 1870 (crisis de los viñedos), nuevo aumento a principios del XX y abandono generalizado desde mediados del pasado siglo (Riera et al., 2004). El depósito lacustre de Estañá proporciona evidencias de incendios frecuentes (especialmente en los siglos IX y X, cuando la región hacía las veces de frontera durante la ocupación musulmana). En la misma línea, el trabajo de síntesis de Burjachs et al. (1997) confirma el progresivo descenso de biomasa vegetal a partir del Neolótico y la ocurrencia de frecuentes incendios, muchos de los cuales no están relacionados con actividades humanas. Otros estudios llevados a cabo en varias montañas de la península Ibérica confirman las relaciones entre deforestación, prácticas agrícolas y degradación del funcionamiento hidromorfológico. En el Sistema Central, el registro sedimentario y polínico de la dolina de la Cruz (Cuenca) confirma la expansión de la agricultura durante la dominación árabe, la importancia de los incendios durante la conquista cristiana y el descenso del bosque (relacionado con frecuentes incendios) hasta el siglo XVIII como consecuencia de la creciente presión ganadera (Burjachs, 1996). En la Sierra de la Estrella (Sistema Central, Portugal), diagramas polínicos de turberas y lagos localizados entre 1400 y 1900 m muestran la degradación de robledales entre 2500 y
1600 BP, la recuperación hacia 1400 BP y el deterioro de la cubierta vegetal y el aumento de la erosión del suelo durante la Edad Media como resultado de una intensificación del cultivo cerealista (Van der Brink & Janssen, 1985). En la Depresión del Ebro existen numerosas evidencias de diferentes etapas de acumulación e incisión en laderas y fondos de valle, de manera que hoy se conocen muy bien las secuencias geomorfológicas del Pleistoceno Superior y del Holoceno, con un conocimiento detallado de lo ocurrido a partir de la Edad del Bronce, cuando los interacciones con la actividad humana se hacen más patentes. Una de las aproximaciones más interesantes consiste en el estudio de facetas triangulares (talus flatirons, versants tripartites), a partir de las cuales se puede calcular la tasa de retroceso del escarpe. Las facetas triangulares son restos de antiguas laderas que han quedado desconectados del escarpe actual. Las más antiguas están más alejadas del escarpe, reflejando una progresiva reducción del tamaño del relieve original, generalmente plataformas o mesas estructurales. En plano tienen forma triangular y mantienen la pendiente original, así como restos del coluvión que las cubría cuando estaban adosadas al escarpe. Hasta 4 facetas se han encontrado en Chalamera valle inferior del río Cinca (Sancho et al., 1988), con pendiente entre 16 y 26º. La más antigua conecta con la terraza de 20 m del Cinca. Los materiales que cubren a las dos más recientes (S2 y S1) contienen gran cantidad de restos arqueológicos. En S2 la cerámica corresponde a la Edad del Bronce, periodo ibérico e incluso terra sigillata del siglo I, mientras que la ladera S1 incluye también cerámica del periodo medieval. A partir de ahí, los cálculos de retroceso entre S2 y S1 indican una tasa aproximada de 3 m cada 1000 años. Más completa es la secuencia de laderas que estudiaron Arauzo et al. (1996) en el valle del río Huerva, alrededor de los cerros de San Pablo y las Coronas. Se han distinguido 5 etapas de acumulación en laderas, S1 a S5 de más reciente a más antigua. También aquí hay restos arqueológicos en las dos más recientes. En S2 las cerámicas indican una edad de formación posterior al Bronce Medio-Final (3500-3100 BP). Las laderas S1 contienen además cerámicas de los siglos XVIII y XIX. La presencia de carbón vegetal dentro de las acumulaciones han permitido datar a S2 en 2930±60 años BP en San Pablo y 2529±52 años BP en las Coronas. Para S3 la edad es de 27.862±444 BP, y para S4, 35570±490 BP. S5 no pudo datarse. Las acumulaciones se han atribuido a periodos fríos: Edad del Hierro y Pequeña Edad del Hielo en el caso de las más
recientes y los sucesos Heinrich H3 (27.000 BP) y H4 (35.000 BP) para S3 y S4. Para este mismo sector Gutiérrez Elorza et al. (1992) estiman un retroceso medio de 0.9 mm año-1 entre S2 y S3, y de 1mm año-1 entre S3 y S4. Un esquema similar han descrito Gutiérrez Elorza & Sesé (2001) al pie de plataformas calizas en la cuenca de Almazán (curso superior del río Duero). De las 5 laderas, tres han podido datarse con restos de carbón: S1 tiene una edad de 1090±40 años, S3 3590±40 años, y S4, 28.550±130 años, lo que ha permitido estimar de nuevo tasas de retroceso: 0,5 mm año-1 entre S4 y S3, y 10,5 mm año-1 entre S3 y S1. También en este caso los autores encuentran buena correspondencia entre acumulaciones y periodos fríos: S3 corresponde a mediados de la Edad del Bronce y S4 al evento Heinrich H3. Alrededor del Castillo de Alfambra (prov. de Teruel), a 1136 m. s.n.m., se ha encontrado una sucesión de acumulaciones e incisiones muy relacionadas con la presencia de restos arqueológicos. Gutiérrez Elorza & Peña (1998) señalan que la ladera se halla cubierta por un coluvión regularizado cuya base carece de cerámica. Por encima aparece un nivel con numerosos restos de la Edad del Bronce y finaliza con una mezcla de cerámica del Bronce e ibérica en la parte superior, que además se halla regularizada. Esto significa que gran parte de la acumulación fue generada antes del Periodo Ibérico y continuó durante este último. Posteriormente se produjo un cambio brusco con incisión en cárcavas que más tarde fueron rellenadas con una acumulación que contiene cerámica medieval y que también se han visto afectadas por procesos activos de incisión. Estudios similares de gran valor paleogeográfico han sido realizados en yacimientos de la Depresión del Ebro por Peña et al. (1996) en el Tozal de Macarullo (Estiche, prov. de Huesca) y por Peña & Rodanés (1992) en Masada de Ratón (Fraga, prov. de Huesca). Una síntesis de las relaciones entre yacimientos y evolución del paisaje puede consultarse en Utrilla & Rodanés (1997). Estos estudios en laderas se complementan con los realizados en depósitos de relleno de fondos de valle. Gran parte de la red fluvial de primero, segundo y tercer orden en la Depresión del Ebro está compuesta por valles de fondo plano, rellenos de una acumulación de sedimento que puede tener hasta 15 m. de potencia. Este depósito aparece en algunos casos incidido por un barranco encajado que permite observar su estructura interna. En el valle del Huerva, Peña et al., (2000) han identificado 3 rellenos (N3 a N1): El periodo inicial de la acumulación (N3) se inicia en 6000 BP coincidiendo
probablemente con deforestaciones en el Neolítico, aunque las tasas más elevadas de sedimentación se desarrollan a partir del tercer milenio durante la transición del Subboreal al Subatlántico y se prolongan con mayor intensidad en periodo romano. El nivel N2, de edad probable entre los siglos V y XVII, se sitúa en el Pequeño óptimo Climático Medieval, y el nivel N1 en la Pequeña Edad de Hielo. Algunos conos de deyección ligados a estos rellenos han tenido tal actividad que fosilizan villas romanas (Val de la Morera). Frente a la interpretación antropo-climática del nivel N3, las etapas acumulativas recientes son interpretadas como debidas a causas puramente climáticas. En la Val de las Lenas, también en el Valle del Huerva, Peña et al. (1993) han encontrado 2 claras etapas acumulativas, una relativamente lenta hasta 2470±150 BP, a razón de 0,57 mm año-1 y la segunda, que se extiende entre 2470 y 1500 BP, con un ritmo de sedimentación de 6,7 mm año-1. En estos casos los autores se inclinan por una interpretación relacionada con las actividades humanas. Al principio, coincidiendo con el Neolítico, la eficacia erosiva fue escasa, probablemente porque la deforestación no fue muy extensa. Sin embargo, a partir de 2500 BP la deforestación parece ser general (etapa ibero-romana), dando lugar al desmantelamiento de suelos que son arrastrados hasta el fondo del valle y que construyen conos de deyección que afectan incluso a contrucciones romanas. El paisaje actual del centro de la Depresión del Ebro refleja bien esta evolución: las colinas de yesos aparecen desprovistas de suelo y con un matorral muy abierto, adaptado a condiciones extremas de sequía, mientras los fondos de valle muestran un relleno de varios metros de limos yesíferos. Esquemas evolutivos similares se han identificado en valle holocenos del escarpe entre Alfocea y Juslibol, que drenan directamente hacia el río Ebro, junto a Zaragoza. Constante et al. (2006) han identificado las siguientes etapas: - Acumulación anterior a la Edad del Bronce, en torno a 4800 B.P. - Depósito de Época Romana-Post Romana- Pre Medieval (2500 a 1500 B.P.) - Fase de incisión (1500 a 1200 B.P.) - Acumulación Medieval- Post Medieval, posterior a 1500 B.P. - Fase de incisión de Época Moderna. Peña (1996), al estudiar un barranco muy próximo, se inclina por aceptar que las acumulaciones corresponden a los efectos de la alteración de la vegetación por causas humanas, mientras las incisiones tendrían causas climáticas, coincidiendo con periodos de sequía alternando con fuertes crecidas esporádicas. No obstante, las etapas de
acumulación e incisión pueden haber estado en parte mediatizadas por la dinámica holocena del río Ebro, que divaga en meandros al pie del escarpe de Alfocea-Juslibol, y que al acercarse o alejarse del escarpe provocaría cambios en el nivel de base de los barrancos afluentes. Los trabajos sobre el Holoceno en la Depresión del Ebro y en la cabecera del Duero demuestran la intensidad y la rapidez de los procesos de erosión y acumulación, con un papel importantísimo del hombre en su desencadenamiento. Este fenómeno puede extenderse a toda la cuenca mediterránea, como han señalado Butzer (1980), Bruckner (1986), Van Andel et al. (1986) y Peña et al. (1995), que insisten en el carácter determinante de la acción humana para explicar algunas acumulaciones, sin olvidar la influencia de las fluctuaciones climáticas holocenas. Es bien conocida la existencia de fluctuaciones climáticas a lo largo del Holoceno, como el Óptimo Climático, la fase fría de la Edad del Hierro, las fases cálidas Romana y Medieval, o la Pequeña Edad del Hielo, pero no parecen haber sido suficientemente intensas como para provocar la apertura o aclareo de la vegetación, con sus consiguientes efectos erosivos. Lo más probable es que la erosión esté relacionada a partir del 6000 BP con los incendios, la agricultura y el pastoreo, incementados sus efectos por las oscilaciones en el volumen e intensidad de las precipitaciones, como así lo sugieren las estrechas relaciones entre acumulaciones (en laderas y fondos de valle) y yacimientos arqueológicos. Una vez alterada la vegetación, las incisiones sí podrían estar más relacionadas con periodos secos. Los estudios palinológicos en diferentes depósitos y en yacimientos arqueológicos de González Sampériz (2004) en la cuenca media del Ebro confirman la presencia creciente de polen no arbóreo frente al arbóreo a partir de 40005000 BP y la aparición de taxa cada vez más relacionados con actividades humanas. Lamentablemente, en la Depresión del Ebro la erosión ha sido tan intensa en los últimos 4000 años que no se han conservado in situ restos de yacimientos anteriores a la Edad del Bronce (González Sampériz & Sopena, 2002). De todas formas, la discusión sobre la mayor o menor importancia de las fluctuaciones climáticas o de la presión antropogénica sigue vigente En el sureste de España, con un clima aún más seco, los resultados obtenidos no concuerdan exactamente con los trabajos realizados en la Depresión del Ebro. Para empezar, Nogueras et al. (2000) consideran que la erosión en los badlands del Campo de Tabernas está más relacionada con una tendencia hacia la aridez que con la posible influencia de actividades humanas. El análisis palinológico de algunos depósitos
correspondientes a los últimos 4 ó 5000 años muestra cambios notables en el matorral (especies más adaptadas a la aridez) y desaparición de algunas especies de ambientes menos áridos. Los autores sugieren que las especies colonizadoras de los cauces habrían sido eliminadas, favoreciéndose la incisión y la reactivación de la erosión. Por su parte, Wise et al. (1982) estiman que los badlands de la cuenca de Guadix se han formado hacia 4000 BP, coincidiendo con un periodo más árido que parece ser general en toda la cuenca mediterránea. De todas formas, las tasas de erosión han sido mucho menores de lo que sugiere la espectacularidad del paisaje actual, como lo sugiere la conservación de yacimientos arqueológicos que han sobrevivido a 4000 años de historia denudacional. En la misma región, otro buen ejemplo de erosión intensa en los últimos 2000 años es el de la cuenca del río Andarax, en el sureste de España. Este río se enmarca en una cuenca muy árida y deforestada. Como señalan Groove & Rackham (2001), la desembocadura original del río Andarax era un estuario que se extendía hasta 8 km aguas arriba de la actual desembocadura. Objetos púnicos de hace 2600 años se han encontrado bajo una capa de sedimento de 2,4 m. La deforestación y la actividad minera desde mediados del siglo XVIII han originado un delta de unos 6 km2 de superficie. En la costa mediterránea, los estudios sobre dinámica fluvial reflejan cambios importantes en época histórica que sugieren relaciones con cambios en las características de las cuencas. Mateu (1983) detecta un aluvionamiento general en la Ribera del Júcar desde 1270, con enterramiento parcial de edificios antiguos (Alzira, Benimuslem). Este aluvionamiento explica, por un lado, la escasa presencia de testimonios romanos en las márgenes del Júcar, donde permanecerían enterrados por sedimentos desde la Baja Edad Media; y por otro, la ausencia de delta en la desembocadura, debido a que los sedimentos se han ido depositando en el llano de inundación. Butzer et al. (1983) estudian las crecidas del río Júcar desde la Edad Media y concluyen que las inundaciones son más violentas a partir del siglo XI debido a la expansión de asentamintos humanos y deforestación en la cuenca, coincidiendo con un periodo de anomalía climática. La presencia de granos de arena manchados de óxido en el subsuelo de Alzira reflejaría la erosión de los suelos rojos de la cuenca. Estos autores señalan también un rápido aumento de la carga sólida en el río Magro, causando la progradación del abanico aluvial en su confluencia con el río Júcar. Estos aluviones incluyen ladrillos, tejas y cerámicas del siglo XI y cerámica de Manises de los siglos XVI y XVII. El avance del abanico sería responsable del aumento de la sedimentación
aguas arriba, donde yacimientos y edificios medievales están cubiertos por una acumulación de 1 a 3 metros de espesor de aluviones. En el curso inferior del río Turia, Carmona (1986 y 1991) ha constatado un aumento del aporte de sedimentos y de su tamaño en los primeros siglos de la ocupación romana. En época tardorromana (siglos V y VI) no hay episodios de desbordamiento, mientras que en los siglos X y XI se producen los episodios más dinámicos, con acumulación de gravas y erosión en las orillas, coincidiendo con un momento de fuerte presión humana en la cuenca. La autora sugiere que este tipo de fenómeno se da también en otras cuencas próximas, pero no de forma sincrónica, lo que permite intuir que sus causas son más bien humanas que climáticas, aunque éstas, como en la Depresión del Ebro, ayudan en determinados momentos a intensificar los procesos de erosión y transporte de sedimento (Ver también Rosselló, 1972; Cuenca Payà & Walker, 1986). Más al sur, Conesa (2002) informa acerca del proceso deforestador en las sierras de Cartagena, especialmente desde el siglo XVI y, más aún, durante el siglo XIX. La consecuencia es “un aumento de los volúmenes de escorrentía, con picos más altos, frecuentes flujos de derrubios y una fuerte erosión de los márgenes fluviales en los tramos altos, que constituyen la mayor fuente de suministro de sedimentos gruesos al cauce” (p. 251). Aguas abajo esto provocó la acreción del lecho por excveso de carga de fondo, la disminución de la capacidad del cauce y una mayor probabilidad de desbordamiento. Con mayor perspectiva temporal, Calvo Cases et al. (1986) precisan que al inicio del Holoceno hay una fase de erosión en laderas y acumulación en fondos de valle que se prolonga hasta bien avanzado el periodo Atlántico. Desde entonces aumenta la humedad y se activan los procesos de incisión lineal que genera inestabilidad en la base de las laderas. Esto no coincide con lo apuntado por otros autores, más predispuestos a aceptar que la incisión en los fondos de valle coincide más con periodos secos. El crecimiento del delta del Ebro desde época romana es un buen ejemplo de las consecuencias geológicas de un aumento de la presión humana sobre el territorio. Es cierto que en una cuenca muy extensa las relaciones entre causas y efectos no pueden establecerse fácilmente, debido a la existencia de grandes almacenes de sedimentos (conos de deyección, llanuras aluviales, valles de fondo plano) que pueden amortiguar la evacuación de sedimentos hacia el mar. Sin embargo, parece evidente que a medida que ha avanzado la deforestación en la cuenca del Ebro se ha producido un aumento del
tamaño del delta. Maldonado (1983) confirma que hace 2000 años la línea de costa estaba en Amposta, localizada en la actualidad 12 km tierra adentro de la costa mediterránea. El periodo de máxima progradación deltaica entre los siglos XV y XIX coincide con una expansión general del cultivo de cereales y del pastoreo en la cuenca del Ebro. Es probable, no obstante, que la Pequeña Edad del Hielo, con la consiguiente reactivación de procesos geomorfológicos, haya tenido también alguna influencia. A finales del siglo XIX el delta del Ebro alcanzó su máximo desarrollo, cuando llega el medio rural a la mayor presión demográfica y se cultivan áreas muy marginales. Así, en los Pirineos se ocuparon laderas convexas y rectilíneas muy pendientes, sin especiales medidas de conservación del suelo, con un aprovechamiento ocasional que seguía el modelo de la agricultura nómada o itinerante (Ruiz Flaño, 1993). El paisaje actual guarda muchas pruebas de esa actividad agrícola, con suelos erosionados que son difícilmente colonizados por estadios maduros de la sucesión vegetal. Es importante tener en cuenta que la agricultura nómada llegó a representar el 75% de la superficie cultivada en algunos valles pirenaicos (Lasanta, 1989) y otro tanto debió ocurrir en el Sistema Ibérico (Lasanta, 1997) y otras montañas españolas. En muchas áreas de montaña la presión sobre el territorio fue tan elevada que la superficie destinada al cultivo del cereal por vecino era superior a la que tenían los habitantes del llano, como señala Gómez Urdáñez (1986) para el Sistema Ibérico riojano, donde además la crisis de la industria textil serrana obligó a roturaciones extensas. Un buen ejemplo de relaciones entre actividades humanas y procesos geomórficos de envergadura es la gran colada de piedras de San Adrián de Sasave , en el valle de Borau, cuenca superior del río Aragón (Martí Bono et al, 1997). San Adrián de Sasave es un monasterio construido en el siglo IX en la confluencia de dos torrentes. A mediados del siglo XX sólo el tejado y la parte alta de los muros de la iglesia eran visibles, pues una gran acumulación de piedras y arena sepultaba casi todo el edificio y las dependencias del monasterio. En la actualidad la iglesia ha sido exhumada, lo que permite analizar las características del depósito. Existen evidencias de que el monasterio fue enterrado por dos flujos de derrubios, el primero en el siglo XII (datado mediante radiocarbono calibrado de un tronco de árbol enterrado) y el segundo a finales del siglo XVIII (información documental). La primera de las avenidas obligó a construir escaleras descendentes para acceder a la iglesia y sortear así los 2 a 3 metros de acumulación de sedimento.
En la actualidad la cuenca de drenaje (3,2 km2) está cubierta por un pinar muy denso y muestra una gran estabilidad, de manera que es imposible imaginar una elevada producción de sedimento. Sin embargo, las cosas fueros muy diferentes en el pasado y los campos cultivados (de los que quedan numerosos restos de bordes de bancales entre el bosque) ocupaban la mayoría de las laderas por debajo de 1600 m. El arado romano se introdujo en esta región inmediatamente después de la construcción del monasterio, facilitando el cultivo en situaciones topográficas difíciles. En esas condiciones, pequeñas coladas de piedras e incisiones pudieron aportar mucho sedimento durante décadas, almacenándose en diferentes lugares de la cuenca, preparados para movilizarse durante una precipitación de gran intensidad. Otros autores han insistido en la importancia de la erosión en la mayor parte de España entre los siglos XVI Y XVIII debido no sólo a la fuerte presión humana en parte relacionada con la expansión de la ganadería al amparo del gran peso de la Mesta, sino también a la ocurrencia de una fluctuación climática fría (la Pequeña Edad del Hielo), durante la cual se dieron en la península Ibérica fuertes contrastes pluviométricos (Creus et al., 1997). En algunas regiones esa presión se acentúa durante la segunda mitad del siglo XIX debido al efecto catastrófico que tuvo la Desamortización para la conservación del monte (coincidiendo además en algunas regiones con el momento en que se alcanza el máximo demográfico), dando lugar la roturación de grandes espacios para el cultivo de tierras frecuentemente marginales que más tarde serían, en parte, abandonadas (De la Riva, 1997). De acuerdo con Barberá et al. (1997) durante la segunda mitad del siglo XIX se dio la destrucción forestal más grave de toda la historia de España, desapareciendo más de 4 millones de hectáreas de bosque (Bauer, 1991). Para algunos autores la presión se ha prolongado hasta bien entrado el siglo XX, debido a la expansión de la agricultura cerealista a costa de áreas de monte (Puigdefábregas, 1995). Un ejemplo de ello es la ocupación de tierras marginales en el sureste de España para el cultivo de esparto (Barberá et al., 1997), así como la eliminación de magníficos carrascales en la Depresión del Ebro para favorecer la expansión del viñedo (García Ruiz & Arnáez, 1987; Manzanares, 1987) La presencia de colores pálidos en los suelos de muchas regiones refleja la desaparición de los horizontes orgánicos durante los últimos siglos.
5. UN CASO ESPECIAL: BADLANDS Y SUFOSIÓN Según la Encyclopedia of Geomorphology, “los badlands son paisajes erosivos profundamente disectados, formados en rocas blandas, por lo general en regiones semiáridas, aunque no exclusivamente” (Harvey, 2004, p. 45). En español el término badland se acepta de manera general en Geomorfología, aunque puede intercambiarse por cárcava o paisaje de cárcavas. Los badlands se caracterizan sobre todo por la escasa vegetación, con frecuencia casi completamente ausente, y la elevada densidad de la red de drenaje, con incisiones (rills) y barrancos (gullies) delimitados por fuertes pendientes. Forman un paisaje muy característico en ambientes sujetos a una fuerte sequía estacional, incluyendo las regiones mediterráneas y las tropicales con estación seca. No obstante, pueden ocurrir también en regiones húmedas, en afloramientos de rocas blandas en las que vegetación ha sido eliminada por fuerte presión antropogénica. Los badlands constituyen un fenómeno muy común en España, donde se han estudiado con gran intensidad por geomorfólogos españoles y extranjeros. No debe olvidarse que los badlands son paisajes muy llamativos, donde los procesos geomorfológicos actúan a gran velocidad y donde se generan importantes volúmenes de sedimento que afectan a embalses y llanuras aluviales. Por las características climáticas y los extensos afloramientos de rocas susceptibles a la meteorización, el sureste español se ve especialmente afectado por procesos de acarcavamiento. Así, en Almería llaman la atención los badlands del Campo de Tabernas, la cuenca de Vera y la cuenca del río Almanzora, mientras en Granada la Depresión de Guadix presenta procesos de abarrancamiento muy activos. En la región de Murcia destaca por su extensión y espectacularidad la cuenca de Mula-Fortuna. Algo más al norte son bien conocidos los campos de cárcavas de la provincia de Alicante. Por las mismas razones, la Depresión del Ebro cuenta con espectaculares paisajes de cárcavas en Bardenas y Monegros. En los Pirineos se localizan de forma dispersa, aprovechando amplios afloramientos margosos en topografía deprimida (Depresión Interior Altoaragonesa, Cuenca de Campo, Conca de Tremp) o en afloramientos arcillosos (cuenca de Vallcebre en el Alto Llobregat). En el resto de España pueden aparecer badlands de extensión limitada en las cubetas terciarias del interior, si bien localmente son también posibles en cordones morrénicos laterales y en cicatrices de movimientos en masa. Estos últimos, relacionados con eventos extremos, son el origen de pequeños badlands dispersos en áreas de montaña, cuyas cicatrices se han abarrancado rápidamente (clotet et al., 1988),
como también ha constatado Harvey (1986) en el noroeste de Inglaterra durante una lluvia correspondiente a un periodo de retorno de 100 años. La primera impresión que ofrecen los badlands es su aparente homogeneidad. Todos ellos, en Almería o en el Pirineo Central, se caracterizan por la elevada erosión y la ausencia de vegetación, con un predominio del abarrancamiento generalizado. La idea más común es que las tasas de erosión son muy elevadas y la infiltración muy baja, con un alto coeficiente de escorrentía paralelo a la inmediata respuesta del flujo superficial frente a cualquier evento pluviométrico. Esta descripción es cierta en gran parte de los casos, pero una aproximación más detallada a la dinámica hidrológica y geomorfológica de los badlands revela muchas sorpresas: la diversidad entre unos badlands y otros y dentro de un mismo badland es muy grande (Harvey & Calvo, 1989; López Bermúdez & Romero, 1989), y no siempre el comportamiento hidrológico y erosivo es como se ha señalado más arriba. Las razones de esa diversidad son complejas, especialmente relacionadas con la litología y con los rasgos climáticos. La distribución de las áreas de badlands en la España peninsular demuestra que pueden formarse en ambientes climáticos muy diferentes y no sólo en territorios semiáridos. Es cierto que los ejemplos más extensos y espectaculares se desarrollan en el Sureste y Levante, entre las provincias de Alicante, Almería y Granada, donde las precipitaciones medias están en torno a 300 mm o incluso por debajo, con pocos días de lluvia al año (en torno a 35 en Alicante, por ejemplo). Ligeramente por encima de ese umbral se desarrollan los badlands de Bardenas y Monegros, en la Depresión del Ebro. Pero en el Pirineo se forman con precipitaciones medias entre 800 y 1100 mm, es decir un ambiente húmedo o subhúmedo que debería favorecer teóricamente el rápido sellado de las cicatrices erosivas por la vegetación, con un elevado número de días de lluvia al año. Como es lógico, la temperatura media anual es también muy dispar, desde menos de 10ºC en los badlands pirenaicos, con frecuentes heladas a lo largo de una prolongada estación fría, hasta los más de 16ºC del sureste peninsular, donde las heladas son poco frecuentes (excepto en las tierras del interior de Granada). Otro motivo de contraste entre las diferentes áreas de badlands es la historia geológica reciente. Así, se considera que los badlands del Sureste son en parte resultado de una reactivación de la erosión que estaría ligada a un levantamiento tectónico de comienzos del Cuaternario con pulsaciones periódicas. Este levantamiento explicaría la incisión rápida de la red fluvial, el aumento de la pendiente en las laderas de los barrancos y la actividad de la erosión, tal como han puesto de manifiesto Alexander et
al. (1994) y Solé Benet (en prensa). Wise et al (1982) sugieren que el levantamiento tectónico que ha afectado a muchas áreas de badlands del sureste español ha favorecido la incisión fluvial, mientras que los interfluvios han evolucionado más lentamente. Alexander et al. (1994) han estudiado la evolución de los badlands del Campo de Tabernas y han llegado a la conclusión de que existen varias fases de incisión (ligadas a levantamientos tectónicos) separadas por fases de estabilización. Otros factores pueden ser también importantes (la ocupación humana y la consiguiente transformación del paisaje, por ejemplo), pero tienden a ocupar un plano secundario. En cambio, en los badlands pirenaicos o en el piedemonte septentrional del Sistema Central la estabilidad tectónica es la norma y la reactivación erosiva tiene que explicarse por otros factores.
5.1. Las características litológicas de los badlands Los badlands sólo son posibles en afloramientos de rocas blandas o en depósitos poco cohesionados, a veces en alternancia con estratos poco potentes de rocas más resistentes. Las rocas más propensas al desarrollo de badlands son las arcillosas, es decir, aquellas que contienen porcentajes elevados de minerales de arcilla. Entre ellas destacan las margas que, no obstante, no deberían ser consideradas como una roca blanda en sentido estricto. Por su composición (principalmente carbonato cálcico y arcilla), son rocas originalmente muy duras, que plantean notables dificultades en obras públicas y construcción; sin embargo, se meteorizan con mucha facilidad y dan lugar a un potente regolito fácilmente erosionable. Los afloramientos arcillosos y margosos son la base de gran parte de los badlands en España. Los depósitos limoarcillosos de pie de vertiente y de fondo de valle son también proclives al desarrollo de badlands, pero la morfología a que dan lugar es muy diferente, con barrancos encajados y cabeceras en retroceso, formando redes dendriformes muy asociadas a la evolución de procesos de sufosión (ver más adelante, apartado 5.5). Más excepcionalmente pueden localizarse badlands en esquistos paleozoicos y en filitas triásicas, como en la cuenca del Almanzora (Berrad et al., 1994). En el Pirineo central se asocian igualmente a arcillas estefanienses, donde constituyen una de las fuentes de sedimento más importante dentro de la cuenca alta del río Aragón (Beguería, 2005). Buena parte de los estudios realizados en España sobre badlands informan acerca de las características mineralógicas de los materiales afectados, así como sobre algunas de sus propiedades más relevantes. Los resultados analíticos coinciden en la importancia de los siguientes parámetros: dispersividad, alcalinidad, elevado porcentaje
de carbonatos y predominio de arcillas hinchables, sujetas a fuertes fluctuaciones volumétricas y de porosidad que a su vez se relacionan con cambios estacionales de humedad y temperatura (por ej., Gutiérrez Elorza et al., 1995; Regués et al., 1995; Regüés & Gallart, 1996; Faulkner et al., 2000). Los ensayos sobre hinchamiento llevados a cabo en Bardenas y Monegros (Gutiérrez Elorza et al., 1995; Desir & Marín, 2006) confirman expansiones de hasta el 12%. Esto explica la tendencia a la pérdida de cohesión, la ausencia de agregados estables y la marcada tendencia al agrietamiento en arcillas donde predomina illita (80%) sobre clorita (15%). En los badlands de Tabernas, Vera y Mocatán (Almería), Faulkner et al. (2000) insisten en la importancia de la dispersividad de los suelos sódicos y su susceptibilidad a la erosión en badlands y al desarrollo de piping. Los regolitos con arcilla sódica se dispersan fácilmente, reduciendo la infiltración y favoreciendo la generación de escorrentía superficial y la erosión. Estos autores ponen como ejemplo a la esmectita, particularmente sensible al sodio en el complejo de cambio, lo que favorece la dispersión y la erodibilidad. Los análisis realizados en los badlands de la provincia de Almería presentan materiales dispersivos o potencialmente dispersivos. En la cuenca de Vallcebre (Alto Llobregat, Pirineo catalán), como también en la Depresión Interior Altoaragonesa, con predominio de esmectita e illita, los valores de densidad muestran importantes fluctuaciones, relativamente altos en verano y fuerte descenso en invierno (Regüés et al., 1995; Nadal et al., 2006a). El estudio realizado por estos autores es muy aleccionador acerca de la influencia de la humedad y la temperatura en la meteorización de arcillas y margas. Así, la densidad se correlaciona positivamente con la temperatura del regolito y negativamente con la humedad; en otras palabras, los máximos de humedad del regolito suelen coincidir con mínimos de densidad aparente, normalmente en invierno y sobre todo bajo cubierta nival (Nadal et al., 2006b), mientras que los picos de densidad coinciden con mínimos de humedad en verano (Regüés et al., 1993; Regüés & Gallart, 1996). El crecimiento de cristales de hielo en invierno tiende a aumentar la porosidad (Pardini et al., 1996; Regüés et al., 1994) y la debilidad de los agregados por desestabilización de las fuerzas de cohesión interna en los agregados (Regüés et al., 1992). Cuando se produce la fusión, la penetración del agua es más fácil, contribuyendo a acelerar la meteorización del regolito. Los resultados demuestran que en badlands de montaña la meteorización física (factor clave en la preparación del material para su posterior arrastre) depende sobre
todo del número de ciclos de hielo-deshielo. Los experimentos de laboratorio llevados a cabo por Pardini et al. (1996) con material procedente de Vallcebre han confirmado que la meteorización más intensa es producida por los contrastes de temperatura y la presencia frecuente de hielo en el regolito, mientras que los ciclos de humectacióndesecación se mostraron muy poco eficaces en los cambios de rugosidad superficial y en la densidad, aunque afectan a la estructura de agregados. Esos ciclos de humectación-desecación se relacionan sobre todo con el encostramiento, acelerándolo por el efecto compactante de la desecación (Pardini et al., 1996). La conclusión es que la meteorización invernal expande el regolito, produciendo bajas densidades (entre 0.6 y 0.8 gr cm-3), lo que a su vez induce a la formación de microrelieves en popcorn (Regüés et al., 2000a). Los mayores cambios se produjeron en muestras con mayor proporción de esmectita. Los cambios inducidos por el hielo-deshielo pueden dar lugar a aumentos de volumen entre el 10 y el 20% (Regüés et al., 1993). Cerdà & García Fayos (1997) señalan, en cambio, densidades aparentes muy altas en los badlands de Petrer (Alicante), entre 1.52 g cm-3 en las laderas y 1.45 g cm-3 en los sedimentos acumulados al pie. En badlands sobre arcillas y margas del Keuper próximos a la ciudad de Alicante, Cerdà (2002) señala la gran variabilidad de la densidad aparente: en la costra superficial varía entre 1.47 g cm-3 en margas y 1.14 g cm-3 en arcillas durante el verano, mientras que en inverno oscila entre 1.52 y 1.28 g cm-3. A conclusiones similares llegaron Clotet et al. (1988) en la misma cuenca de Vallcebre. Estos autores ya señalaron la existencia de grandes diferencias estacionales en los procesos de meteorización. La acción del hielo sería la principal responsable de la formación de un manto meteorizado en superficie, mientras que la fusión de la nieve y las lluvias primaverales darían lugar a la saturación de ese manto y a la formación de pequeños deslizamientos. En badlands muy localizados en el borde meridional de la cuenca del Duero (Segovia) la meteorización de las formaciones arcillo-arenosas está dominada por los contrastes de humedad y por la segregación de agujas de hielo (Tanarro García, 1994). La gran importancia de la temperatura y la humedad en la meteorización del sustrato margoso o lutítico explica las grandes diferencias que se producen entre vertientes umbrías y solanas, especialmente en los badlands de montaña. Nadal et al. (2000a y b) comprobaron que en la cuenca de Araguás, Depresión Interior Altoaragonesa, el desarrollo y la actividad del regolito margoso era mayor en las laderas que miran al norte, donde el número de ciclos de hielo-deshielo es más elevado, el hielo
penetra más profundamente y son también mayores las fluctuaciones en la densidad aparente. Estas diferencias entre umbría y solana han sido igualmente en badlands de ambientes semiáridos. Así, Marín & Desir (2006) describen la formación de numerosas coladas de barro durante el invierno en las umbrías, donde las arcillas alcanzan más fácilmente el límite de plasticidad. Otros rasgos del regolito son comunes a todos los badlands: (i) El elevado contenido en carbonato cálcico, especialmente en las margas, donde supera el 60% del total (Imeson & Verstraten, 1989; Regüés et al., 1993; Cerdá & García Fayos, 1997). En arcillas el contenido de carbonatos es en la mayoría de los casos inferior al 5%. En badlands del centro de la Depresión del Ebro y del sureste de España son además frecuentes los altos contenidos en sales (Gutiérrez Elorza et al., 1995). El pH está generalmente entre 8 y 10. (ii) El bajo contenido en materia orgánica, siempre por debajo del 1% y habitualmente inferior al 0,5%, incluso en la capa más superficial (Payá & Cerdá, 1992; Regüés et al., 1993), ligeramente mayor en arcillas que en margas (Cerdà, 2002). (iii) Sobre el regolito se forma una superficie encostrada de unos pocos milímetros, en general con muy baja densidad aparente, sin estructura, fácilmente desmenuzable y que es resultado de los contrastes producidos por humectación y desecación, así como del impacto de las gotas de lluvia y la dispersión de agregados durante los eventos lluviosos (Cerdà, 2002). Esta costra se renueva continuamente a medida que es erosionada y nuevo material aparece en superficie. La penetración de la humedad durante la lluvia tiende a deshacerla, pero el secado posterior la reconstruye. A partir de perfiles del regolito en laderas de badlands, Imeson & Verstraten (1988) distinguen una costra superficial de 1 a 2 cm de espesor, rota por grietas de tensión o contracción, una subcostra de 10 a 25 cm de espesor, con apariencia compacta cuando está húmeda y con muchos poros cuando se seca, un nivel transicional en el que aparecen fragmentos de roca madre en fase de meteorización y finalmente fragmentos subangulares del sustrato, en fase inicial de meteorización. En perfiles estudiados en badlands sobre margas de la Depresión Interior Altoaragonesa (Pirineo Central) se ha obtenido un esquema similar, aunque la costra superficial es algo más delgada (datos no publicados). En badlands de la cuenca de Guadix, Finlayson et al. (1987) distinguen 4 tipos de costras, relacionadas con diferentes microformas:
- Costra de pedimento, formada en laderas de suave pendiente, al pie de laderas de badlands, sobre depósito de limo y arcilla procedente de la erosión de las cárcavas. Cuando se seca aparece atravesada por grietas muy finas. - Costra en domos (popcorn), formada en laderas pendientes, donde se desarrollan pequeños domos abovedados de unos 5 cm de diámetro, rodeados de grietas de desecación. Por debajo de los primeros 2 cm aparece una subcostra (4-6 cm de espesor) con muchas grietas y macroporos, y apariencia esponjosa. - Costra en torres o turricular, sobre laderas pendientes. Consiste en una serie de escalones discontinuos, con pequeños saltos de hasta 10 cm. - Costra en pináculos, más comunes en las divisorias alomadas entre barrancos. Los pináculos se ven favorecidos por la presencia de piedrecitas que protegen al regolito de la erosión por splash. Sobre estas costras es común la presencia de líquenes y algas. Los primeros cubren las laderas de los badlands protegiéndolas frente al impacto de las gotas de lluvia y favoreciendo la infiltración. Líquenes y algas soportan temperaturas extremas y elevadas concentraciones de sal. Son habituales en ambientes semiáridos y no tanto en húmedos y subhúmedos. Finlayson et al. (1987) no explican cómo se desarrollan estas microformas que ellos clasifican como costras. Sin embargo, sugieren que existe una secuencia desde la costra en domos hacia los turrículos y los pináculos. Para ello se basan en la conductividad eléctrica de las diferentes costras, superior en todo caso en los domos, lo que demostraría que han sufrido durante menos tiempo los efectos del lavado superficial. Jiménez Martínez et al. (1992) señalan que pedestales y terracillas en la cuenca del río Almanzora, son más frecuentes en laderas donde la ausencia de movimientos en masa y de fuerte escorrentía superficial favorece la manifestación del splash. Además, los pedestales estarían relacionados con la pedregosidad, presencia de líquenes y pequeñas superficies endurecidas. (iv) La aparición de grietas en superficie, lo que se considera como un factor decisivo desde un punto de vista hidrológico y erosivo. Como en el caso de la costra, los contrastes de humectación y desecación son responsables del agrietamiento, constatado por todos los autores y que es también una característica de las arcillas hinchables. Conesa et al. (1994) estudiaron la densidad de las grietas de desecación en un badland de la cuenca neógena-cuaternaria de Rambla Salada (Murcia), en el Campo Experimental de los Guillermos. Estos autores identificaron una compleja organización
de las grietas, distinguiendo entre maestras y secundarias. Los valores más altos de densidad llegan a 56 m m-2, de los que 37 m corresponden a grietas maestras. Se encontró una relación estrecha entre la densidad de grietas y la presencia de paligorskita y esmectita. Cerdà (2002) concluye que las grietas son más abundantes y anchas en verano, como consecuencia del desecamiento superficial, que en otoño. De hecho, el agrietamiento aparece por debajo de un umbral de humedad, que Regüés et al. (1993) estimaron en el 15%, y cuyo valor depende de la composición mineralógica de la roca. Por su parte, Imeson & Verstraten (1988) han demostrado en estudios realizados en el sureste español y en el Dinosaur Park de Alberta (Canadá) la vinculación entre la existencia de una elevada densidad de grietas y la formación de rills en las laderas de los badlands.
5.2. El funcionamiento hidrológico de los badlands Las áreas de badlands se han definido en la bibliografía geomorfológica como grandes productoras de escorrentía, debido a la inexistencia de auténticos suelos y a la escasa permeabilidad del regolito y de la roca madre. De ahí que con frecuencia se atribuya a las laderas de badlands un funcionamiento hidrológico de tipo hortoniano, es decir, con importante generación de escorrentía superficial debido a unas tasas de infiltración inferiores a la intensidad de la precipitación (Por ej., Payà & Cerdà, 1992; Harvey, 2004). Esto significa que los coeficientes de escorrentía son muy elevados, pudiendo superar frecuentemente el 75% de la lluvia: en Lanaja, estación experimental localizada en Monegros, Gutiérrez Elorza et al. (1995) han llegado a coeficientes del 80%, estableciendo el umbral de inicio de la escorrentía en alrededor de 5 mm para las parcelas menos pendientes y de 11 a 15 mm para las de mayor inclinación. Cerdà & García Fayos (1997) han registrado coeficientes del 75% en badlands de Petrer (Alicante). Estos autores han valorado la influencia de la pendiente: cuanto mayor es esta última más tarde comienza el encharcamiento y la escorrentía, lo cual se explica por la mayor profundidad de las grietas en las laderas más pendientes. En estas condiciones el frente de humectación penetra muy pocos centímetros en el regolito después de pruebas de simulación con intensidades medias de unos 45 mm h-1 y entre 30 y 45 minutos de duración. En el caso de Lanaja, el frente de humectación no supera 1.7 cm (Gutiérrez Elorza et al., 1995). No obstante, Cerdà & Payà (1995) han constatado en los badlands de la Rambla de Salinas (Requena, Valencia) coeficientes de escorrentía inferiores al 40% y tasas de infiltración superiores a 19 mm h-1. En todo
caso, Regüés & Gallart (1996) apuntan que la infiltración tiende a reducirse y estabilizarse rápidamente después del inicio de la lluvia, como consecuencia del sellado superficial por efecto del impacto de las gotas de lluvia y por la movilización y reordenación de partículas superficiales, lo que elimina la macroporosidad superficial. Otro rasgo muy típico es la rápida respuesta de la escorrentía tras el inicio de la lluvia: Solé et al. (1997) han registrado en Badlands del Campo de Tabernas (Almería) menos de 4 minutos de lapso de tiempo durante una lluvia de 4 mm. En el Campo de Tabernas la escorrentía superficial comienza inmediatamente después de que la intensidad de la precipitación supere la capacidad de infiltración del nivel superior del suelo, lo que ocurre en superficies de marga desnuda con tasas de infiltración inferiores a 10 mm h-1 (Cantón et al., 2001). En Petrer (Alicante) el encharcamiento (ponding) puede comenzar en 2 minutos desde el inicio de la lluvia y la escorrentía puede ponerse en marcha en menos de 3 minutos (Cerdà & García Fayos, 1997) mientras que en badlands de la Rambla de las Salinas el encharcamiento se produce a partir del minuto 5 y la escorrentía superficial a partir del minuto 8 (Cerdà & Payà, 1995), demostrando que los badlands son ambientes de respuesta súbita frente a la lluvia. Calvo et al. (1991) llegan a esta conclusión mediante simulación de lluvia en 9 áreas de badlands entre Valencia y Almería, con tiempos de respuesta entre 1,3 y 14,4 minutos, con una media de 5 minutos. Es importante tener en cuenta, sin embargo, que el funcionamiento hidrológico está sometido a una fuerte estacionalidad. Regüés et al. (1995) obtuvieron mediante simulación de lluvia en badlands de Vallcebre (Pirineo catalán) una secuencia de acontecimientos hidrológicos que refleja las relaciones que se establecen entre el estado del regolito y las condiciones de infiltración. A principio de otoño la escorrentía comienza casi inmediatamente, con tasas de infiltración muy bajas (10-20 mm h-1). En noviembre aumenta la infiltración al principio de la simulación de lluvia (20 mm h-1), probablemente debido a la ruptura de la costra superficial por las primeras heladas, para bajar al cabo de unos minutos (1 a 7 mm h-1). En diciembre la densidad de los primeros centímetros del regolito ha bajado mucho, como consecuencia de la acción del hielo, y la tasa de infiltración llega hasta 50 mm h-1 a pesar de que el regolito se encuentra ya bastante húmedo. Por el contrario, en febrero el regolito está helado y la escorrentía se inicia casi inmediatamente, con una tasa de infiltración entre 15 y 25 mm h-1. En julio la infiltración es alta al principio de la prueba de simulación (35 mm h-1) y luego cae a 10 mm h-1, debido a que el regolito está inicialmente muy seco, hasta que se cierran las
grietas superficiales. La consecuencia es que la tasa de infiltración muestra una elevada variabilidad, oscilando entre 1 y 40 mm h-1 (Regüés & Gallart, 2004). Cerdà (2002) señala también la variabilidad estacional de la infiltración, con disminución en otoño y paralelo incremento de la escorrentía en badlands sobre arcillas y margas del Keuper cerca de Alicante. Así, en otoño el coeficiente de escorrentía oscila entre el 78 y el 92% en margas y entre el 39 y el 62% en arcillas; en verano el coeficiente de escorrentía desciende hasta el 66-87% en margas y el 26-52% en arcillas. Estos resultados ponen de manifiesto las diferencias de comportamiento entre margas y arcillas, menos permeables las primeras que las segundas, de forma que las margas producen tasas de infiltración menores, más elevados coeficientes de escorrentía y mayor rapidez en el inicio de esta última. En los badlands de Petrer (Alicante), Cerdà (1999) realizó un estudio detallado de la infiltración mediante simulación de lluvia y empleo de infiltrómetros de ciclindro y comprobó la existencia de fuertes contrastes estacionales: las tasas estables de infiltración (“steady state infiltration rates”) fueron mayores en verano que en invierno, otoño y primavera, cualquiera que fuera el ambiente en que se realizase la prueba (laderas acarcavadas o acumulaciones al pie de vertiente). Junto a la diversidad temporal, algunos autores han puesto de relieve la notable heterogeneidad en la respuesta hidrológica. Cantón et al. (2001) realizaron un estudio detallado del funcionamiento hidrológico en cuatro cuencas de reducidas dimensiones de badlands del Campo de Tabernas. Sus resultados confirman que los factores que controlan la escorrentía son la costra, la pedregosidad superficial, el sellado y la densidad de grietas, de manera que algunas superficies muestran una elevada capacidad de infiltración con independencia de la cantidad de lluvia y su intensidad, mientras que otras, generalmente encostradas, producen escorrentía muy rápidamente. No obstante, a escala de microcuenca las características de la lluvia son las que mejor determinan la generación de escorrentía, de tal forma que los picos en la intensidad de la lluvia fueron seguidos inmediatamente por aumentos en la escorrentía, prueba de la gran importancia del flujo hortoniano. Las principales fuentes de escorrentía son las áreas desnudas y las cubiertas de líquenes. Estos últimos, que llegan a cubrir el 22% de una de las microcuencas estudiadas, incentivan la escorrentía, pero reducen el arranque de partículas (Alexander & Calvo, 1990). En la cuenca de Araguás, Depresión Interior Altoaragonesa, Nadal et al. (2006b) comprobaron que los hidrogramas de crecida reproducen con fidelidad la forma del histograma, y que el pico de crecida se explica básicamente por la intensidad de la lluvia.
En esta misma área de estudio, Solé et al. (1997) concluyen que las tasas más elevadas de infiltración y menor escorrentía corresponden a regolitos más profundos, con plantas anuales y líquenes. Estos autores precisan que las tasas más bajas de infiltración se producen en suelos o regolitos delgados, cuya superficie se halla recubierta por piedras o líquenes, mientras que las tasas medias de infiltración corresponden exclusivamente a superficies desnudas, con un nivel superficial de materiales finos. En la misma línea, Scoging (1982) confirmó que la tasa de infiltración en badlands de Ugíjar (Granada) varía mucho, presentando en algunos casos valores superiores a las intensidades observadas de precipitación, lo que sugiere que no siempre debe aceptarse para estos ambientes un modelo hortoniano de escorrentía. Las variaciones espaciales de la infiltración y de la respuesta hidrológica se deben más bien a diferencias en las propiedades superficiales (factores topográficos, densidad y tamaño de poros y grietas y patrones espaciales de la granulometría). En los badlands de Petrer (Alicante), Cerdà (1999) encontró también algunas diferencias espaciales en un área muy reducida, sobre todo al comparar el funcionamiento de laderas acarcavadas y sedimentos acumulados a su pie o en fondos de valle. Las diferencias son mayores en el caso de las tormentas cortas, cuando los sedimentos generan más escorrentía que las laderas al contar éstas con una red de grietas más ancha y profunda. Durante tormentas intensas y prolongadas ambos ambientes tienen un comportamiento muy similar.
5.3. La erosión en los badlands Siempre se ha afirmado que las áreas de badlands son grandes productoras de sedimento y que los procesos de erosión alcanzan en ellas su mejor expresión. De hecho, la concentración de sedimento en momentos de avenida puede superar fácilmente valores de 200 g l-1 (Nadal et al., 2006b), muy superiores a los obtenidos en otros ambientes. Las áreas acarcavadas suelen ponerse como ejemplo de ambientes fuertemente erosionados, hasta el punto de ser consideradas en el extremo del rango de degradación ambiental, donde incluso la recolonización por especies vegetales pioneras se hace muy difícil (Regüés et al., 2000a). Precisamente la gran cantidad de sedimento exportado es una de las dificultades para obtener medidas fiables, al superarse durante tormentas concretas la sensibilidad y capacidad de control de los instrumentos colocados en el campo. Por otro lado, la fuerte irregularidad de las precipitaciones en ambientes mediterráneos hace que sean necesarios muchos años para que los datos de
campo tengan algún sentido a medio o largo plazo. A pesar de ello existe ya muy buena información sobre pérdidas de suelo en badlands y algunos métodos han permitido calcular las tasas de erosión a partir de las formas del relieve o de rellenos sedimentarios en áreas deprimidas. Algunos resultados pueden parecer, sin embargo, sorprendentes. Wise et al. (1982) han estudiado 40 yacimientos arqueológicos en el sureste español, todos ellos en áreas sujetas a erosión aparentemente muy activa. Lo que llama la atención a los autores es que tales yacimientos hayan sobrevivido a 4000 años de historia denudacional, especialmente aquellos que se localizan en terrenos de badlands severamente erosionados. La conclusión más sencilla es que los procesos de erosión han sido menos activos de lo que sugiere el terreno. Otros autores han llegado a conclusiones similares por otros procedimientos, sobre todo bajo condiciones de clima semiárido, con precipitaciones medias anuales en torno a 300 mm o más bajas. Gallart et al. (2002) señalan que las tasas de erosión son mucho más moderadas de lo que aparenta el paisaje, debido a que las zonas áridas tienen un potencial de erosión muy limitado, lo que ya fue precisado por Langbein & Schumm (1958), quienes concluyeron que la erosión aumenta con la precipitación, hasta un umbral a partir del cual esta última es suficiente como para favorecer una densa cubierta vegetal que reduce las pérdidas de suelo. La conclusión más sencilla sería que, dentro de España, los badlands en áreas semiáridas producirían, a pesar de su aspecto, poca erosión a largo plazo, mientras los localizados en regiones más húmedas serían responsables de tasas muy elevadas de erosión. A este respecto, Díaz Hernández & Juliá (2006) apuntan que los badlands de la Hoya de Guadix-Baza estaban ya profundamente incididos en el Pleistoceno Superior, con el principal periodo de incisión entre 115,000 y 48,000 años B.P. De ahí sugieren que el papel del hombre el la desertificación o en la degradación de ciertos territorios se ha sobrevalorado. La realidad es más compleja, puesto que en algunos badlands semiáridos la erosión es, a diferentes escalas temporales, muy elevada, como lo demuestran los estudios de Benito et al. (1993), Gutiérrez Elorza et al. (1995) y Sirvent et al. (1997) en la Depresión del Ebro. De todas formas, la clasificación que establecen Gallart et al. (2002) de los badlands mediterráneos en función del clima se ajusta bastante bien a la realidad. Estos autores distinguen entre badlands áridos, badlands semiáridos y badlands húmedos. Los primeros no tienen representación en España al localizarse en regiones con menos de
200 mm de precipitación media anual. Los segundos reciben entre 200 y 700 mm y su origen suele remontarse a varios miles de años atrás; dan lugar a un paisaje asimétrico, con fuertes contrastes en la densidad de la vegetación entre solanas y umbrías debido al fuerte control que ejerce estacionalmente la disponibilidad de agua. Por último, los badlands húmedos registran más de 700 mm de precipitación media anual, de manera que la vegetación podría crecer sin dificultades. En ellos tiene gran importancia el hielo como agente de meteorización y preparación del material para su posterior erosión. A veces ocupan dimensiones reducidas, sobre todo cuando se originan en cicatrices de movimientos en masa (Clotet et al., 1988). A pesar de las diferencias climáticas, los procesos que intervienen en la erosión del regolito suelen ser muy parecidos, aunque con distinta intensidad y frecuencia debido a las características de las precipitaciones. Con el suelo desnudo, el impacto de las gotas de lluvia y la consiguiente salpicadura (efecto splash o rainsplash) son determinantes en el funcionamiento hidrológico y geomorfológico de los badlands. Ese impacto tiene como consecuencia la remoción de pequeñas partículas que son atrapadas por los poros superficiales del regolito y concavidades microtopográficas y a la vez contribuyen a rellenar las grietas, dando lugar a un sellado (sealing) que reduce la permeabilidad y aumenta la escorrentía superficial. El splash explica la presencia de microformas espectaculares, como los domos y los pináculos, ya citados en el apartado anterior, que cambian con los contrastes de humedad o por la acción del hielo, además de evolucionar muy rápidamente durante los eventos lluviosos. Aunque la ausencia de vegetación haría sospechar la ocurrencia de arroyamiento difuso, la existencia de una importante rugosidad superficial tiende a concentrar los flujos hacia las grietas, favoreciendo el desarrollo de pequeñas incisiones casi rectilíneas que reciben el nombre de rills (a veces también rigolas por traducción de la palabra francesa rigole, y más raramente regueros). Los rills son microformas muy habituales en los badlands, tanto en arcillas como en margas. Su profundidad es de unos pocos centímetros y su longitud puede ocupar toda la ladera (excepto un umbral sin erosión en la parte más alta), con progresivo aumento de tamaño hacia aguas abajo, conforme aumenta el volumen de escorrentía. Cuando son muy poco profundos pueden desaparecer estacionalmente por efecto del hinchamiento y contracción de las arcillas. Imeson & Verstraten (1988) llegaron a la conclusión de que los rills se forman más fácilmente en arcillas dispersivas y muy agrietadas (ver también Gerits et al., 1987), siendo estas últimas las que frecuentemente
dirigen el trazado de los rills. Estos autores sugieren además que la ocurrencia de los rills se asocia a límites de liquidez relativamente elevados, reflejando así la capacidad del material a resistir frente a deslizamientos superficiales. Los cambios que experimentan las arcillas y la organización de las grietas superficiales pueden favorecer la integración de los rills en una red más compleja que evoluciona hacia cárcavas profundas. Según Benito et al. (1993), la formación de rills se produce en un amplio rango de valores físico-químicos, aunque una elevada SAR y altos valores de dispersión aumentan su densidad. Esto se debería a que con una alta dispersión de la arcilla sería menor la energía necesaria para el arrastre de partículas y la incisión. La fuerte pendiente de las laderas de badlands explica también la frecuente ocurrencia de movimientos en masa. La mayoría son muy superficiales, de tipo traslacional, al afectar sólo a la capa más meteorizada del regolito, es decir la que soporta más directamente los contrastes de humectación-desecación y de hielo-deshielo. Se trata, por lo tanto, de un nivel muy poco coherente, con un bajo índice de plasticidad (diferencia entre límite plástico y límite líquido), lo que representa una marcada tendencia a la inestabilidad durante eventos lluviosos, como han señalado Gallart et al. (2002) y Marín & Desir (2006). La caída de partes superficiales del regolito es también posible cuando se encuentra seco. Harvey (2004) sugiere que en muchos casos los movimientos en masa dominan bajo condiciones de erosión y transporte limitados, es decir, cuando la meteorización es superior a la capacidad de evacuación; en esas condiciones el progresivo aumento de espesor del regolito se salda con deslizamientos traslacionales durante periodos lluviosos. Igualmente son comunes los movimientos en masa profundos, relacionados con dos factores. Por un lado, la divagación lateral de los cauces principales que drenan los badlands, contribuye a aumentar localmente la pendiente, sobre todo en las orillas cóncavas. Y por otro lado, la tectonización de algunas margas y arcillas favorece la existencia de planos propensos al deslizamiento. En ambos casos se desplazan paquetes importantes de arcillas o margas, a modo de flujos de tierra cuyo frente alimenta la carga en suspensión de la red de barrancos. Para algunos autores la contribución de los movimientos en masa al transporte de sedimento es más importante incluso que la del arroyamiento superficial (Bouma & Imeson, 2000). Una de las cuestiones que ha suscitado mayor interés en los estudios sobre badlands es la medición de la erosión. La espectacularidad de los paisajes de badlands obliga a disponer de cifras de exportación de sedimento para valorar su importancia
como fuentes de sedimento para la red fluvial y el aterramiento de embalses. Este interés ha conducido al empleo de diferentes métodos según el plazo de tiempo que se contemple. La mayor parte de los estudios se han centrado en un seguimiento a corto plazo, para lo que se han basado en métodos dinámicos y en métodos volumétricos (Sirvent et al., 1997). Los primeros miden directamente la cantidad de sedimento transportado por cárcavas y rills, para lo que se emplean cajas Gerlach y colectores. Los segundos calculan la pérdida de suelo a partir de cambios en la superficie de los badlands, utilizando piquetas o agujas y perfilómetros. También se han obtenido excelentes resultados a medio y largo plazo, aunque el número de estudios es todavía muy pequeño. A partir de diversos estudios, el trabajo de síntesis de Gallart et al. (2002) demuestra que las tasas de erosión en badlands aumentan con la precipitación media anual (Fig. XX). Las cifras más bajas se obtienen en el área experimental de El Cautivo (Campo de Tabernas, Almería), con rebajamientos entre 2 y 5 mm año-1, y las más altas se obtienen en badlands del Pirineo o de los pre-Alpes franceses. De todas formas, la nube de puntos correspondiente a las precipitaciones medias más elevadas muestra una gran variabilidad, de manera que para una precipitación de 900 mm al año la tasa de erosión puede variar de 5 a 15 mm año-1. La misma figura prueba que, a pesar de la tendencia ascendente de la recta de regresión, una pérdida de suelo o regolito de 5 ó 6 mm año-1 es posible con 350 mm y con 900 mm. Se trata, pues, de un problema sujeto a una gran incertidumbre, en el que la precipitación es importante, pero no el único factor con gran influencia en la actividad geomorfológica de los badlands. La incertidumbre en las relaciones entre precipitación y erosión es la nota dominante en muchos badlands (López Bermúdez & Romero Díaz, 1989), lo que prueba la existencia de otros factores muy importantes, en especial el contenido de humedad del suelo inmediatamente antes de una lluvia. También se ha apuntado como un factor decisivo la cubierta de líquenes, que inhibe el proceso erosivo frente al impacto de las gotas de lluvia, siguiendo una pauta similar a la de otros ambientes con escaso suelo, como las laderas yesíferas de la Depresión del Ebro (Desir, 2001). Algunos de los trabajos más detallados sobre pérdidas de suelo en badlands se han realizado en la Depresión del Ebro. Benito et al. (1993) estudiaron la evolución de un valle relleno de sedimentos holocenos (El Barranco) y una ladera de arcillas terciarias (La Charca) mediante perfilómetro y piquetas y comprobaron que estas últimas aportaban valores sensiblemente superiores. Con perfilómetro, las pérdidas eran
de 5 a 8 mm año-1 en rills (es decir, entre 80 y 128 t ha-1 año-1) y de 6 a 9 mm en áreas localizadas entre rills (entre 96 y 144 t ha-1 año-1). En este último caso, con piquetas se llegaba a valores entre 10 y 18 mm año-1). En La Charca, las tasas de erosión oscilaron entre 14 y 22 mm año-1 en rills (entre 280 y 440 t ha año-1) y entre 14 y 25 mm año-1 en áreas entre rills (entre 280 y 520 t ha-1 año-1). Estos resultados sorprenden a primera vista por las diferencias en la erosión en rills y áreas entre rills, a favor de estos últimos, cuando parecería lógico que la tasa de rebajamiento fuera mayor allí donde se concentran los flujos superficiales, es decir, en los rills. Sin embargo, debe tenerse en cuenta que la dinámica de los badlands muestra una gran variabilidad interanual y que ésta a su vez se halla muy relacionada con la preparación de material en las laderas y con la intensidad de las precipitaciones. Así, Benito et al. (1993) señalan que cuando la producción de sedimento en áreas entre rills se aproxima a o supera la capacidad de transporte de los rills, entonces la tasa de incisión en los rills disminuye, lo que ocurre con lluvias no muy intensas. Pero con tormentas de gran intensidad los rills llevan suficiente caudal como para arrastrar los sedimentos que les llegan desde las áreas entre rills y además para erosionar en su propio reguero. La frontera entre estas dos situaciones estás en torno a 300 mm en un periodo de 6 meses, cifra por debajo de la cual las tasas de erosión en áreas entre rills son iguales o mayores que en los rills. También en la Depresión del Ebro, Sirvent et al. (1997) han aportado nuevas tasas de erosión del suelo a partir de los resultados de la Estación Experimental de Lanaja entre noviembre de 1991 y noviembre de 1993, con una precipitación total de 617 mm en dos años. Mediante colectores la tasa de erosión osciló entre 170 y 258 t ha1
año-1. Con piquetas los valores estimados fueron algo menores que con los colectores
(entre 127 y 131 t ha-1 año-1), lo cual contrasta con la mayoría de los trabajos, que sugieren estimaciones de la erosión de 2 a 3 veces superiores con las piquetas; sin embargo, no debe olvidarse que con estas últimas no sólo se mide la erosión sino también la sedimentación. Los resultados obtenidos en Lanaja son superiores a los registrados por el mismo equipo en Las Bardenas (Gutiérrez Elorza et al., 1995), donde las pérdidas de suelo oscilan entre 102 y 141 t ha-1 año-1, debido a que el agrietamiento es mayor en Bardenas y son necesarias lluvias de mayor volumen para generar escorrentía con capacidad erosiva. El estudio de Sirvent et al. (1997) indica además que con lluvias de más de 2 mm ya se empieza a recoger sedimento en la escorrentía, si bien sólo se produce un aumento significativo por encima de lluvias de 15 mm. No obstante, la Fig. XX muestra
una vez más la gran variabilidad en la respuesta erosiva de los badlands entre unos eventos lluviosos y otros. Obsérvese, por ejemplo, que para lluvias entre 40 y 50 mm la producción de sedimento puede variar entre 2 y 13 kg m-2. Estos resultados indican pérdidas de suelo o regolito extremadamente elevadas y reflejan la importancia de las áreas de badlands como fuentes de sedimento. Cifras aún más altas son de esperar en los badlands pirenaicos, debido a la mayor frecuencia de lluvias, a la ocurrencia de periodos prolongados con el regolito próximo a la saturación y al mayor volumen de precipitaciones medias anuales (Regüés et al., 2000b). Sin embargo, contrastan mucho con los registros obtenidos en microcuencas del Campo de Tabernas. Cantón et al. (2001) han obtenido tasas muy bajas (en comparación con la agresividad erosiva del paisaje) en una cuenca de 2 ha de superficie. Allí la pérdida de suelo oscila entre 1 y 4,3 t ha-1 año-1, es decir, entre 0.08 y 0.35 mm año-1, valores muy parecidos a los que se calculan en badlands de ambientes áridos, como en Zin Valley, Israel (Yair et al., 1980), confirmando lo ya señalado por Wise et al. (1982) acerca de la estabilidad de badlands que aparentemente son muy activos. Cantón et al. (2001) atribuyen una vez más estas bajas tasas de erosión a la escasez de las precipitaciones, tanto en volumen total anual como en el número de eventos con suficiente energía como para generar escorrentía y transporte de sedimento. Estos autores comprobaron durante un periodo de estudio de 3 años que un solo evento fue capaz de movilizar el 36% de todos los sedimentos registrados, con una lluvia de 87.6 mm que permitió la profundización de la red de rills, la aparición de nuevos rills y la formación de movimientos en masa superficiales. Lo importante es que en esa región los periodos de retorno para lluvias de 50, 70 y 100 mm son mayores de 5, 11 y 30 años respectivamente. De ahí que pueda afirmarse que los eventos lluviosos con capacidad para producir cambios geomorfológicos de cierta significación son muy escasos, y por ello la erosión avanza a saltos en el tiempo: es decir, durante varios años apenas se produce erosión y de pronto un evento de baja frecuencia es capaz de exportar grandes cantidades de sedimento. Entretanto, la meteorización ha seguido actuando en las laderas y preparando el material para cuando ocurre el evento extraordinario. A medio y largo plazo la obtención de tasas de erosión en badlands es más difícil de conseguir y debe basarse en métodos indirectos. Clotet et al. (1988) compararon los resultados conseguidos en Vallcebre (Alto Llobregat) mediante piquetas de erosión durante un año y los resultantes de una trampa de sedimentos entre 1945 y 1985. En el primer caso, la tasa anual de erosión oscila entre 110 y 550 t ha-1 año-1 (es decir, entre
9,3 y 37 mm de rebajamiento por año), valores muy elevados que pueden explicarse también porque se tomaron en un año muy húmedo, con un verano lluvioso. En el segundo caso, se estudió un deslizamiento planar que cerró en 1945 una cuenca de 0.031 km2, dando lugar a una charca estacional que fue rellenándose del sedimento procedente de la erosión de esa cuenca. Se considera que la mayor parte de ese sedimento procedía de la cicatriz del movimiento en masa, que había evolucionado hacia un badland intensamente abarrancado. Se efectuó un sondeo que permitió estimar el volumen del sedimento acumulado en 2100 m3, con 13 niveles de acumulación granodecrecientes que con toda probabilidad corresponden a eventos pluviométricos individuales, con un volumen medio de 160 m3 cada uno. En conjunto, la tasa media de erosión para toda la microcuenca es de 20,8 t ha-1 año-1 (aproximadamente 1,4 mm año1),
pero si sólo se tiene en cuenta la superficie de los badlands como principal ( y casi
única) fuente de sedimento, entonces la tasa de erosión llega a 178 t ha-1 año-1 (12 mm año-1), es decir, dentro del rango obtenido con las piquetas de erosión. Regüés et al. (2000b) señalan que la tasa de exportación para los badlands de El Cartot (Vallcebre) es de 600 t ha-1 año-1 para un periodo de 6 años, con una enorme variabilidad interanual que puede alcanzar dos órdenes de magnitud. Los estudios experimentales en badlands han demostrado la importancia de la estacionalidad en la producción de sedimento (Regüés et al., 1992; Regüés & Gallart, 2004; Nadal et al., 2006b). Por medio de series de fotogrametría estereoscópica, Regués et al. (1995) han demostrado que en badlands de montaña existe una secuencia temporal de procesos que modifican las características y apariencia del regolito, lo que a su vez tiene consecuencias directas sobre los procesos erosivos. Durante el invierno, la humedad y la frecuencia de heladas preparan el material para ser evacuado durante las tormentas de verano y las intensas lluvias otoñales, de manera que desde un punto de vista geomorfológico existen dos estaciones claramente contrastadas: el invierno, cuando se produce la meteorización, y el verano-otoño, cuando tiene lugar la erosión. En primavera las lluvias suaves o la fusión de nieve producen saturación del manto meteorizado, generando desprendimientos superficiales que se acumulan al pie de las laderas (Clotet et al., 1988). Regués & Gallart (2004) han confirmado esa estacionalidad en el área de cárcavas de El Carot, en la cuenca de Vallcebre (Alto Llobregat), indicando que la dinámica de las cárcavas es el resultado de los procesos dominantes en dos periodos muy diferentes desde un punto de vista hídrico y térmico: la meteorización del regolito (es decir, la preparación del material para su posterior erosión) tiene lugar
durante el invierno y la primavera, mientras la erosión (entendida en este caso como exportación del material) ocurre sobre todo en verano y otoño. Estos autores concluyen que dicha estacionalidad distingue bien a los badlands de las regiones frías y húmedas, de los de regiones cálidas y secas; en estos últimos, con una mayor estabilidad en las condiciones físicas del regolito, los patrones temporales de la dinámica de los badlands depende de la variabilidad y características de las lluvias. Las diferencias entre invierno y verano quedaron también muy claras con las pruebas de simulación de lluvia de Cervera et al. (1991) en Vallcebre. Al comparar la respuesta hidrológica y erosiva de margas eocenas y arcillas del Cretácico Superior se comprobó que en las primeras la producción de sedimento era de 1.7 a 3.1 veces mayor en verano, mientras en las arcillas aumentaba centenares de veces, debido básicamente a la insignificante producción del invierno. La erosión y la escorrentía fueron siempre muy superiores en margas que en arcillas. Benito et al. (1993) aluden también, en badlands de la Depresión del Ebro, a la fuerte variación estacional de los procesos geomórficos, siendo en este caso los procesos que actúan en invierno y primavera más eficaces que los que operan en verano y otoño. Por último, en el Campo de Tabernas, Cantón et al. (2001) precisaron que las secuencias de humectación-desecación son esenciales para meteorizar la roca y preparar el material para su fácil transporte posterior. Es importante, no obstante, tener en cuenta que en ambientes semiáridos las tasas de erosión anual son inferiores a la meteorización, con lo cual se produce acumulación de regolito hasta que sucede un evento extraordinario de muy baja frecuencia. En este sentido, existe acuerdo en considerar que la limitación de los procesos de erosión en este tipo de paisajes no es la disponibilidad de material meteorizado, sino la frecuencia y magnitud de los eventos capaces de transportar ese material. Esta conclusión contrasta aparentemente con la expuesta por Solé Benet et al. (1997) a partir de pruebas de simulación en la misma área de estudio: Los valores más bajos de erosión coinciden sólo con elevadas infiltraciones; el resto de las pruebas de simulación pueden dar valores muy extremos de erosión, lo que sugiere que la erosión parece ser más dependiente de la disponibilidad de sedimento que de parámetros de escorrentía. Pero esto refleja una vez más las dificultades para relacionar la simulación de lluvia con una naturaleza mucho más compleja. Muy diferente es el problema en cárcavas o gullies individuales, entendiendo por tales aquellas que se instalan en fondos de valle, generalmente rellenos de sedimentos escasamente consolidados, a veces acompañando a áreas de badlands o evolucionando
ellas mismas hacia auténticos badlands. Su estudio ha recibido menos atención que las laderas de badlands, constituyen una parte de su paisaje y contribuyen a aumentar la carga de sedimento de la red fluvial por su fácil accesibilidad a los cauces principales. Las cárcavas de fondo de valle están delimitadas por paredes verticales que pueden tener varios metros de altura, y su cabecera suele finalizar abruptamente en un semicírculo vertical que tiende a retroceder con cierta rapidez. Con mucha frecuencia, estas cárcavas están acompañadas por una profusión de formas relacionadas con la sufosión (ver apartado 5.5), que favorecen una más rápida evolución de las cárcavas (Desir & Marín, 2006). El retroceso lateral y, sobre todo, de la cabecera de estas cárcavas ha sido estudiado a corto y medio plazo por Vandekerckhove et al. (2001 y 2003) en la cuenca del río Guadalentín y en la depresión de Guadix. Para el estudio a corto plazo se seleccionaron 46 cárcavas, cuyo retroceso medio fue de 4,03 m3 año-1 entre abril de 1997 y abril de 1999, correspondiendo a una tasa de retroceso lineal de 0,1 m año-1. A partir de ahí, Oostwoud-Wijdenes et al. (2000) estimaron la contribución de las cárcavas al aterramiento del embalse de Puentes, en el río Guadalentín. Se contabilizaron 2421 cabeceras activas de cárcavas, que representan el 12% de la cuenca y producen 9686 m3 año-1, es decir, 12,592 t ha-1 año-1. Como la tasa de sedimentación en el embalse es de 210,484 t año-1 (Sanz Montero et al., 1996), se deduce que la aportación de las cabeceras activas es el 6% de la sedimentación en el embalse. Vandekerckhove et al. (2001) dedujeron por extrapolación lineal hacia el pasado de la actual tasa de retroceso que la edad de las cárcavas oscila entre 64 y 1720 años, a condición de que las condiciones climáticas y de uso del suelo se hubieran mantenido estables en los dos últimos milenios. Naturalmente, este tipo de estimaciones carece de valor, ni siquiera orientativo, dado que se parte de datos obtenidos en sólo dos años de mediciones y que no puede hablarse en absoluto de estabilidad ni en el factor climático ni en el aprovechamiento del territorio. Por otra parte, las características del clima mediterráneo invalidan cualquier estimación a largo plazo a partir de sólo 2 años de control de cualquier fenómeno geomorfológico. Para obtener tasas más fiables a medio plazo, Vandekerckhove et al. (2003) estudiaron 12 cárcavas durante un periodo de 40-43 años a partir de fotografías aéreas. El retroceso medio obtenido fue de 17,4 m3 año-1, un valor notablemente superior al alcanzado a corto plazo y que confirma la ineficacia de las estimaciones anteriores a largo plazo. Los autores encontraron muchas diferencias entre unas cárcavas y otras,
que están relacionadas con cambios de uso del suelo y con la presencia o no de procesos de sufosión y de grietas de tensión. En la misma línea, Martínez-Casasnovas (2003) ha cuantificado la erosión en una densa red de cárcavas en la cuenca de Rierussa, Penedés, al suroeste de Barcelona, con una superficie de 25 km2, en un contexto de cultivos de viña (35%), cereales de invierno (6%), matorrales (25%) y bosque (17%). El método empleado incluye fotografías aéreas, ortofotos y modelos digitales del terreno de gran precisión con el fin de estimar volúmenes de retroceso en laderas y cabeceras. La tasa media de retroceso fue de 0.2 m año-1, con valores máximos en torno a 0,7-0,8 m año-1 en la cabecera de las cárcavas y en zonas ameandradas. Este procedimiento permitió estimar la tasa de producción de sedimento en 1322 t ha-1 año-1 (con un margen de error de 142 t ha-1 año1).
En la Depresión del Ebro, Ries & Marzolff (2003) han estudiado una cárcava muy activa en el barranco de Las Lenas, en la vertiente derecha del río Huerva, al sur de Zaragoza (Fig. XX/ Pedir a J. Ries). En este caso el seguimiento de la cárcava se ha efectuado mediante fotografías áreas de alta resolución espacial y temporal tomadas desde un globo. No se ha observado un retroceso significativo de la cabecera por erosión hídrica, incluso con precipitaciones superiores a la media. En cambio, los procesos gravitatorios en las paredes han tenido una importancia capital, aprovechando grietas de tensión y de desecación. Los mayores retrocesos se registraron en invierno. Se obtuvo una tasa de pérdida de 3,18 m2 en 34 meses, es decir, una media de 1 m2 año1.
Teniendo en cuenta la profundidad de la cárcava, puede estimarse una producción
media de 260 t ha-1 año-1, confirmando la alta contribución de estas formas erosivas al transporte de sedimento por la red fluvial. En esa cifra no se incluye la pérdida producida por procesos de sufosión, que son extraordinariamente importantes en este sector. También en la Depresión del Ebro, Del Valle y Del Val (1990) calcularon un retroceso de 1,60 m durante dos años en una cárcava en Bardenas. El gran problema científico del encajamiento de estas cárcavas consiste en averiguar las razones de una reactivación relativamente reciente. Nogueras et al. (2000) han comprobado en el Campo de Tabernas que los fondos de valle rellenos de sedimentos limosos están afectados por erosión lineal que sólo puede atribuirse a cambios (menor densidad) en el cubrimiento vegetal del fondo del valle, debido más a un progresivo deterioro de las condiciones climáticas que a perturbaciones de origen antropogénico. La secuencia polínica del relleno demuestra que han desaparecido
especies que requieren un nivel constante de humedad del suelo. Los autores insisten en que si el fondo del valle estuviera bien cubierto por la vegetación, las lluvias actuales no serían capaces de producir erosión en el mismo. Además parten de la idea de que en un pasado reciente las aguas no debían llevar más sedimento que ahora (dado que la actual producción de sedimento es muy activa) y sin embargo antes dominaba la sedimentación en el fondo del valle, frente a la erosión actual.
5.4. El banco de semillas en los badlands Algunos estudios sobre badlands en España han tratado de obtener información sobre el banco de semillas en los badlands, su dinámica y su capacidad para restaurar superficies tan erosionadas. Las conclusiones de estos estudios precisan que la cantidad de semillas disponibles en la superficie de los badlands es mayor de lo que cabría esperar en ambientes sujetos a fuerte arroyamiento superficial y pequeños deslizamientos planares. Las semillas de plantas especializadas suelen ser muy pequeñas, lo que favorece su persistencia en el suelo al ser atrapadas en las numerosas grietas o en la rugosidad de domos y popcorn. Ese es el caso de Thymus vulgaris, Ptychotis saxifraga y Silene sp., que dominan entre las semillas presentes en badlands de Vallcebre (Guàrdia et al., 2000). Algunas semillas desarrollan sistemas de anclaje (pelos, alas) o segregan una sustancia mucilaginosa que dificulta su remoción por la escorrentía superficial. En Vallcebre, Guàrdia et al. (2000) han demostrado que el banco de semillas cuenta con un número relativamente alto de especies, con una media de 1368 semillas m-2. Esta cifra es unas 6 veces superior a la densidad detectada en áreas de badlands del sureste de España (García Fayos & Recatalá, 1992). No obstante, la variabilidad entre muestras es muy grande. Así, en Vallcebre casi un tercio de las muestras analizadas no tiene semillas, y otro tercio sólo contiene 1 ó 2 semillas (Guàrdia et al., 2000). En badlands de la Rambla de los Molinos, (Petrer, Alicante), la densidad media de semillas es de 252 m-2, con valores superiores en la parte media y baja de las laderas (García Fayos y Recatalá, 1992). La erosión contribuye no sólo a exportar gran cantidad de semillas (que aparecen con elevadas concentraciones en los sedimentos) sino también a redistribuirlas por la ladera. La entrada media de semillas se ha evaluado en 54 m-2 año-1 y el balance entre entradas y salidas anuales parece equilibrado. Los autores concluyen que la erosión por sí sola no puede explicar la ausencia de vegetación en la superficie de los badlands.
También en badlands de Petrer (Alicante), Cerdà & García Fayos (1997) estudiaron la dinámica de las semillas en condiciones de lluvia simulada. La pérdida de semillas en las laderas durante lluvias de 40 minutos de duración fue muy baja, pues sólo se movilizó el 4% de las semillas, la mayoría durante los primeros momentos (incluso segundos) del experimento, cuando el suelo estaba seco y el splash impulsó algunas semillas ladera abajo. Antes de 1 minuto las semillas quedaron atrapadas en la superficie. El arrastre de semillas fue mucho mayor a los pies de las laderas, en pequeños pedimentos donde la rugosidad es menor y en cambio aumenta el volumen de escorrentía, que puede hacer que las semillas floten y sean más fácilmente arrastradas. Es evidente, por lo tanto, que aunque en un número relativamente bajo hay suficientes semillas que además tienen una notable capacidad para aferrarse a la superficie. El problema es ¿por qué en las condiciones actuales no hay colonización en los badlands y por qué no tienen éxito las semillas instaladas en las laderas? La erosión no es suficiente para explicar el problema, como se ha señalado más arriba y más si se tiene en cuenta que durante lluvias intensas, como son las pruebas de simulación, el arrastre de semillas afecta a un número relativamente pequeño de las mismas. La razón está necesariamente en las características del regolito. Se trata de una roca alterada, con poquísima materia orgánica y sujeta a condiciones extremas de temperatura y humedad, con frecuentes heladas invernales en los badlands del norte de España y, en todos los casos, con fuertes contrastes de humedad, a veces con elevada salinidad. Los niveles superficiales del regolito cuentan con muy bajo contenido en humedad, al secarse pronto después de una lluvia, y probablemente el periodo óptimo para la germinación es muy corto. Lluvias más frecuentes y de baja intensidad favorecerían la estabilidad del regolito y el arraigo de plantas pioneras, a condición de que las heladas no fueran ni intensas ni frecuentes. En los badlands del norte de España el problema no es tanto la ausencia de agua, que la hay y relativamente bien distribuida, sino las heladas y los contrastes de humedad a corto plazo, mientras en los badlands de la Depresión del Ebro y del sureste español el problema es la escasez de las precipitaciones sobre un regolito que carece de capacidad de regulación hídrica y de almacenamiento de reservas de agua. Esto explica el que en ambientes semiáridos las laderas de badlands expuestas al norte tengan más posibilidades de colonización por parte de la vegetación, al disponer de mayor cantidad de agua (Cerdà & García Fayos, 1997); por el contrario, en los badlands pirenaicos las laderas que miran al norte presentan condiciones mucho más duras para la vegetación,
debido a la mayor intensidad y persistencia de las heladas (Regüés et al., 2000a). Guàrdia et al. (2000) sugieren acertadamente que la ausencia de recolonización en los badlands se debe a la escasa capacidad de las semillas para germinar en condiciones tan desfavorables.
5.5. La importancia de los procesos de sufosión en las áreas de badlands Los badlands aparecen frecuentemente acompañados por procesos de sufosión o piping, que a la vez contribuyen a acelerar el abarrancamiento y la evolución del paisaje hacia modelados ruiniformes. En las páginas siguientes se emplearán indistintamente los términos sufosión o piping, el primero más utilizado por geomorfólogos franceses y de Europa Oriental, mientras el segundo, más ampliamente utilizado, procede de la bibliografía anglosajona. La consecuencia de los procesos de sufosión es la formación de una red de conductos (o pipes) subsuperficiales de tamaño variable, desde unos pocos centímetros a más de 1 metro, que con frecuencia dan lugar a colapsos o hundimientos. La sufosión tiende a mostrarse en superficie por medio de una serie de hoyos de distinto diámetro (a veces de varios metros), que pueden generar un paisaje ruiniforme, no siempre vinculado a los badlands aunque su asociación es muy habitual, hasta el punto que se ha afirmado que los pipes pueden ser tanto una causa como una consecuencia de la evolución de las cárcavas (Jones, 2004). La importancia de los colapsos ha hecho que en algún caso se llegue a hablar de karst mecánico en rocas blandas (Cano García, 1975). En España se ha estudiado tanto en ambientes semiáridos, donde ocurre de manera muy común, como en áreas de cultivo subhúmedas, especialmente en regadío, y se ha citado su presencia en ambientes de montaña húmeda, aunque siempre con menor espectacularidad que en el sureste español o en la Depresión del Ebro, al no asociarse a la ocurrencia de badlands. La formación de conductos subsuperficiales se atribuye a la interacción de varios factores, debidos a las características del suelo o del regolito, a las características locales de la topografía o a otros factores que favorecen la canalización del flujo. Entre estos últimos se alude a la presencia de madrigueras, raíces de plantas o grietas de tensión (Harvey, 2004) por las que circula el agua que tiende a ampliar el conducto. Sin embargo, la razón principal de la ocurrencia de piping está en las características físicoquímicas del suelo: presencia de arcillas expansivas, valores de SAR (Sodium adsorption ratio) superiores a 0,4 y altos valores de dispersión y de sodio intercambiable (Ternan et al., 1998). Coincide, por lo tanto, con materiales de baja resistencia a la
erosión hídrica (margas y arcillas) con elevado contenido en sales, es decir, los mismos factores que explican la formación de badlands (Gutiérrez Elorza et al., 1988), aunque incluso se forman en sedimentos aluviales a condición de que la proporción de grava y arena sea baja (Ternan et al., 1998). Además, la presencia de niveles menos permeables en profundidad favorece la circulación horizontal y la evolución de conductos inmediatamente por encima del nivel impermeable. Así se ha comprobado, por ejemplo, en cuencas neógeno-cuaternarias del sureste de España (López Bermúdez & Romero Díaz, 1989) y en campos cultivados de La Rioja (García Ruiz et al., 1997). Harvey (1982) insiste en la estrecha relación existente entre procesos de piping y evolución de badlands en el sureste de España. Este autor estudia diferentes áreas de cárcavas entre Altea (Alicante) y el Campo de Tabernas (Almería), distinguiendo varios tipos de piping con diferente influencia sobre la morfología de las cárcavas. Los pipes superficiales, de unos pocos centímetros de diámetro, se relacionan con la presencia de un nivel desagregado con un espesor de unos pocos centímetros por debajo de la costra superficial. No tienen aparentemente ningún papel en la evolución de las cárcavas. En cambio, los pipes profundos (tanto si se deben a permeabilidad diferencial entre los diferentes niveles del regolito o del sustrato, como a grietas de tensión que dirigen el desarrollo de pipes) producen grandes colapsos que pueden llegar a alterar el trazado de cárcavas y rills. Gutiérrez Elorza et al. (1997) han estudiado en detalle los procesos de piping en distintos puntos de la Depresión del Ebro, incluyendo Bardenas y las proximidades de la ciudad de Huesca. En el primer caso el estudio se centra en la evolución de pipes en laderas de arcillas miocenas, donde los conductos suelen ser de pequeño tamaño. La densidad de pipes se correlaciona bien con la densidad de grietas, el porcentaje de illita, el índice de dispersión y la pendiente. En las proximidades de Huesca (Castillo de Orús) el estudio se centra en rellenos sedimentarios de fondo de valle, con una densidad mucho mayor que en Bardenas y con un tamaño muy superior de los colapsos superficiales. La mineralogía muestra un predominio muy marcado de la illita (que llega hasta el 85% de la fracción arcilla), y los análisis físicos presentan un elevado índice de dispersión. Una evolución muy similar se da también en depósitos no consolidados de fondo de valle en Azlor, muy cerca del caso anterior (Gutiérrez Elorza & Rodríguez Vidal, 1984), donde es evidente la dispersión de arcillas por disolución del sodio. En Azlor el proceso de formación de pipes es muy activo, con hundimientos de dimensiones hectométricas que son rellenadas por los agricultores para frenar su
evolución. La mayoría de los colapsos aparecen en los bordes de bancales de cultivo, donde el gradiente hidráulico es mayor y, por lo tanto, mayor la energía erosiva de los flujos subsuperficiales. Por eso se afirma con frecuencia que el encajamiento de las cárcavas en rellenos de fondo de valle es el factor más importante para facilitar una rápida evolución de los pipes en sus proximidades, al aumentar el gradiente hidráulico (Harvey, 1982; Gutiérrez Elorza et al., 1988). Ternan et al. (1998) tras estudiar la susceptibilidad al piping en la Formación de Raña entre los ríos Jarama y Sorbe (prov de Guadalajara), señalan que la incisión de cárcavas proporciona el gradiente hidráulico necesario para el desarrollo de una red de pipes. A partir de ahí la evolución es muy rápida por ampliación de pipes, colapsos y caída de paquetes de sedimento en el borde de la cárcava, hasta generar una morfología caótica. En la misma Depresión del Ebro se ha constatado la estrecha interdependencia entre piping y evolución de cárcavas. Gutiérrez Elorza et al. (1988), al estudiar la distribución de pipes en unos conos aluviales recientes en Lupiñén, cerca de Huesca, concluyen que la densidad de pipes aumenta cerca de las cárcavas y disminuye cerca de los interfluvios. Los pipes controlan la orientación de las cárcavas y estas últimas se desarrollan por colapso de pipes, hasta el punto de que la forma sinuosa de una cárcava no parece ser resultado de evolución subaérea, sino del colapso de la red de drenaje subsuperficial. En el barranco de las Lenas, Ries & Marzolff (2003) han comprobado que la cabecera de la cárcava principal está rodeada de colapsos y que la propia forma de esa cárcava muestra festones correspondientes a hundimientos relativamente recientes, de manera que buena parte del retroceso de la cabecera se debe a erosión remontante que captura colapsos y hacen más rápido ese retroceso (Fig. XX: foto Ries o Estela). A su vez, los procesos de sufosión remontan hacia aguas arriba a medida que se ven incentivados por la progresión de la cabecera de la cárcava. Muy cerca de allí, Barrón et al. (1994) han comprobado igualmente que los pipes son más frecuentes en la cabecera de las incisiones lineales que se inscriben en los rellenos de fondo de valle. Estos autores sugieren que el abandono de los cultivos ha contribuido a acelerar los procesos de piping, lo que no es descabellado si se tiene en cuenta que el laboreo en los cultivos de secano tendía a destruir anualmente las redes de pipes que se formaban de manera incipiente. Una vez cesan las labores agrícolas, la evolución de los pipes sigue un proceso ininterrumpido hasta generar grandes colapsos. A una conclusión similar llegan López Bermúdez & Romero Díaz (1989) y Harvey (1982) en el sureste de España, donde el abandono de campos de cultivo ha propiciado
la formación de grandes colapsos en el plazo de diez años. La pérdida de suelo por este concepto se ha estimado en 37,5 mm año-1, es decir, aproximadamente más de 550 t ha1
año-1, un valor superior al de la mayoría de los badlands. Esta cifra no debe
generalizarse a otros ambientes afectados por sufosión, pues la intensidad de las pérdidas está en relación muy directa con la evolución y magnitud del fenómeno. Menos atención han recibido los procesos de sufosión en campos de cultivo actuales, especialmente en regadío. Son frecuentes en los nuevos regadíos de Monegros y Bardenas, donde se benefician de materiales dispersables y de la presencia de sodio en el suelo. En La Rioja han sido estudiados por García Ruiz et al. (1986 y 1997) quienes han comprobado que su evolución está sujeta a factores parecidos a los de los pipes en ambientes semiáridos: elevado gradiente hidráulico (de ahí su presencia casi exclusiva en la proximidades de los saltos entre bancales), sales solubles en el suelo y disminución de la permeabilidad en profundidad. No se han encontrado conductos ni colapsos en campos completamente llanos. La mayor densidad y tamaño de los colapsos se presenta en los campos de alfalfa debido a que el cultivo permanece durante varios años en el campo sin ser labrado, lo que favorece la evolución de las redes subsuperficiales, que, sin embargo, son muy poco probables en los campos de cereal. Además, la alfalfa necesita riegos más frecuentes que el cereal y por lo tanto la actividad erosiva de los conductos es más intensa. El control del transporte de sedimento durante un riego demostró que los conductos subsuperficiales componen una red muy compleja que produce una pérdida importante de suelo de calidad (en torno a 3 t ha-1 año-1) y alrededor del 15% de las entradas de agua (García Ruiz et al., 1997). Esto demuestra que en campos de regadío la sufosión puede ser el factor más importante de erosión y deterioro del suelo. De todas formas, como se ha señalado anteriormente, mientras el campo se encuentra en cultivo es difícil que se produzca una evolución rápida.
8. RELACIONES ENTRE VEGETACIÓN Y EROSIÓN Entre los factores que mejor explican la intensidad de la erosión del suelo, desde muy temprano se consideró a la vegetación como el más importante, por encima incluso de la intensidad de la precipitación o la pendiente. Esta afirmación es válida universalmente y ha sido evidente en tiempos históricos, como consecuencia de los grandes cambios de cubierta vegetal ligados al crecimiento demográfico, la expansión económica o las colonizaciones europeas en América, Australia y Nueva Zelanda. Sin excepciones, la deforestación y la sustitución de los bosques por cultivos o pastos conducía a un aumento espectacular de la erosión del suelo, con abarrancamientos y deslizamientos superficiales que incrementaban la carga en suspensión de los ríos y, ocasionalmente, contribuían a crear nuevas estructuras sedimentarias (llanuras aluviales en agradación, terrazas, conos de deyección, deltas). En el ámbito mediterráneo esto es bien evidente dada la larga historia deforestadora relacionada con los cambios políticos y culturales, y a la vez con la fuerte presión que han ejercido tanto la ganadería como la agricultura en un contexto de crecimiento demográfico y mercados relativamente abiertos. La existencia de archivos sedimentarios de larga duración (sedimentos acumulados en lagos, turberas, depósitos fluviales correspondientes a avenidas extremas) ha aportado información muy valiosa para entender las relaciones entre los cambios de cubierta vegetal y la erosión, como por ejemplo, el lago de Tramacastilla, en el Pirineo Central (Montserrat, 1992; Valero Garcés & Martí Bono, 1997) o la laguna de Chiprana, en la Depresión del Ebro (Valero Garcés et al., 2000) El inicio de la agricultura en España tiene lugar en tono al 6000 B.P. (López et al., 1997). Desde entonces el abastecimiento alimentario de la población se ha conseguido a costa del bosque, a veces más en laderas que en los fondos de valle o llanuras costeras, donde las condiciones ambientales podían ser más insalubres o donde el riesgo de invasiones dificultaba el establecimiento de estructuras y cultivos que requieren estabilidad (sistemas de riego, frutales). El capítulo 6, dedicado a la erosión histórica, incluye abundante información sobre las relaciones entre cambios de vegetación y erosión en España desde el Neolítico, por lo que no es necesario insistir ahora en este problema. A lo largo de este capítulo se presentan algunos de los resultados más destacadas sobre las relaciones entre cubierta vegetal y erosión, en muchos casos mediante parcelas experimentales, poniendo especial énfasis en los procesos de interceptación de la lluvia, en el funcionamiento hidromorfológico de diferentes especies vegetales y en el efecto erosivo e hidrológico de los incendios.
8.1. La interceptación de lluvia Los estudios sobre la interceptación de la lluvia han experimentado un notable auge en España durante la última década. Esto se debe básicamente a dos razones muy interrelacionadas. Por un lado, la interceptación constituye una parte muy importante del ciclo hidrológico al reducir las entradas de precipitación neta en laderas y cuencas, de manera que la elaboración de un balance hidrológico requiere conocer las pérdidas por evapotranspiración. Por otro lado, la cantidad de agua de lluvia que llega a una ladera y su energía cinética explican muchos rasgos de la escorrentía superficial, la erosión del suelo y el transporte de sedimento. Dado que la interceptación varia mucho de unas especies a otras, es evidente el interés de su estudio y más en ambientes semiáridos o de lluvias muy estacionales. En esencia, el proceso de interceptación del agua de lluvia es muy sencillo. Una parte de esta última es retenida por hojas y ramas y no alcanza el suelo, sino que se evapora y regresa a la atmósfera. El resto de la lluvia llega al suelo después de chocar contra las hojas y ramas o resbalar sobre las hojas a través del proceso conocido como trascolación (throughfall). Incluso una parte de la lluvia puede llegar al suelo resbalando por el tronco de árboles y arbustos (escorrentía cortical o stemflow), que en algunas especies puede representar una proporción elevada. Desde hace tiempo se sabe que la mayor o menor importancia de la interceptación y la trascolación depende de las características de la vegetación, de la estación del año y de la intensidad y volumen de la precipitación. Que el tipo de vegetación juega un papel importante se entenderá fácilmente al comparar la densidad de la hojarasca o los rasgos de las hojas (unas más rugosas, otras con una pátina que favorece el resbalamiento de las gotas de lluvia, unas más anchas y otras con forma de acículas), o por el hecho de que unas especies son caducifolias y otras perennifolias, lo que introduce un componente estacional de primera importancia: así, las perennifolias están en condiciones de interceptar parte del agua de lluvia durante todo el año, mientras las caducifolias sólo lo hacen en el momento en que las hojas están presentes en árboles y arbustos, generalmente entre mayo y octubre, aunque ciertas especies mediterráneas pierden la hoja en pleno verano. Además, algunas especies disponen su arquitectura para favorecer el escurrimiento y limitar la interceptación, dirigiendo el agua hacia ramas y tronco, lo cual favorece la infiltración y el aprovechamiento intensivo del agua en ambientes con fuertes limitaciones pluviométricas (Domingo et al., 1998). Respecto a las características de la lluvia, fácil
es también deducir que el porcentaje de lluvia interceptada variará mucho dependiendo de la cantidad total de lluvia caída, de su distribución a lo largo del evento lluvioso y de su intensidad. Así, las lluvias más voluminosas experimentan pérdidas porcentuales muy bajas en comparación con lluvias de menor entidad. En casos extremos pero frecuentes, las lluvias inferiores a un determinado umbral (variable en función de las especies) apenas tienen ningún efecto en el suelo al quedar casi completamente retenidas en el dosel forestal y en el sotobosque. Es decir, bajo cubierta de bosque o matorral se necesita que la lluvia supere una cierta cantidad para que pueda alimentar al suelo y tener reflejo en la recarga de los acuíferos o en un aumento de los caudales superficiales. De ahí se deduce de nuevo la importancia de los estudios sobre interceptación, que pueden llegar a explicar por qué una lluvia moderada no tiene reflejo en un hidrograma de crecida o por qué se producen diferencias estacionales en la respuesta hidrológica (y en la erosión). Los estudios realizados hasta ahora en España confirman la gran importancia de la interceptación en el balance hidrológico de ambientes mediterráneos. No obstante, las series disponibles son relativamente cortas, lo que en el caso de la interceptación representa un gran inconveniente dada la gran influencia del volumen y tipo de precipitación. Destacan, sobre todo, los trabajos llevados a cabo en el sureste (Murcia y Almería), en la dehesa extremeña y en el Moncayo (Sistema Ibérico aragonés). Tales estudios demuestran (i) la gran variabilidad de los resultados en función de las especies analizadas, y (ii) la enorme importancia del matorral, equiparable a las especies de porte forestal, lo que es especialmente relevante en ambientes semiáridos. En la Estación Experimental de El Ardal (350 mm de precipitación media anual), Belmonte Serrato & Romero Díaz (1994) han estimado que el pinar intercepta entre el 13 y el 24% de la precipitación, mientras que el romero retiene entre el 15 y el 19%, el enebro entre 25 y el 30% (aunque en un trabajo anterior llegan a asignarle entre 40 y el 50%: Belmonte Serrato & Romero Díaz, 1992), y el tomillo entre el 50 y el 55%. Estos autores concluyen que en el pino domina la trascolación, en el tomillo la interceptación y en el enebro y romero la escorrentía cortical. A partir de estos valores se entiende por qué Thornes (…) afirmó que en ambientes semiáridos el matorral puede desempeñar un papel protector tan eficaz o más que el bosque. En Rambla Honda, Almería (con una precipitación media anual en torno a 300 mm), Domingo et al. (1998) relacionaron la arquitectura de dos especies bien adaptadas a condiciones de sequía (Anthyllis cytisoides y Retama sphaerocarpa) con su capacidad
de interceptación. La Figura 8.1 [EN LA PAG. 282] muestra los resultados en cuanto a interceptación, trascolación y escorrentía cortical, destacando de entrada la notable importancia de la interceptación en las dos especies, especialmente en A. cytisoides (40%) frente a R. sphaerocarpa (21%). La diferencia es también notoria en cuanto a escorrentía cortical (20 y 7% respectivamente). La razón de estos resultados tan dispares se debe a que A. cytisoides cuenta con una elevada proporción de hojas y ramas por unidad de superficie, y por ello necesita que las lluvias sean de alta intensidad y/o volumen para que alcancen el suelo. En cambio, R. sphaerocarpa tiene un bajo índice de cobertura por la ausencia de hojas, lo que explica su elevada trascolación. Sorprende la elevada escorrentía cortical medida en A. cytisoides, superior en general a los resultados de otros autores en el sureste español (Domingo et al., 1994), de manera que la estructura de la planta contribuye a proporcionar agua al suelo en las proximidades de la raíz. Una tercera especie fue también estudiada (Stipa tenacísima), si bien no se aportan datos acerca de su porcentaje de interceptación. No obstante, Domingo et al. (1998) señalan que su densa cubierta causa una elevada pérdida de agua por interceptación, mientras que la escorrentía cortical es muy baja. Que el matorral desempeña una función muy destacada en el ciclo hidrológico fue también demostrado por González Hidalgo (1992) en el centro de la Depresión del Ebro. En los Llanos de La Violada se instalaron 7 parcelas duplicadas (4 x 2 m) con diferente grado de cubierta de matorral y similar pendiente durante 18 meses. En ese periodo se recogieron 473 mm de precipitación, de los cuales 193 mm (40.7%) correspondieron a trascolación, 160 mm (33.8%) a escorrentía cortical y 120 mm (25.5%) a interceptación). Es evidente que la elevada proporción de interceptación tiene que ver con el bajo volumen total de precipitaciones y con el hecho de que la mayor parte de las lluvias son de escasa entidad. Como en otros estudios similares (Domingo et al., 1994) la escorrentía cortical tiene un gran peso, lo que sugiere de nuevo que algunas plantas mediterráneas organizan su morfología como una adaptación para aumentar la capacidad de captación de agua. En la dehesa extremeña, Mateos & Schnabel (1998) estudiaron la interceptación bajo cuberta de Quercus rotundifolia en la cuenca de Guadalperalón. La interceptación osciló entre el 22.8 y el 36.5%, coincidiendo con años húmedos entre 1995 y 1997. La escorrentía cortical representó un 5% del total de la lluvia, debido a que las ramas principales de las encinas tienden a disponerse casi horizontales y por la rugosidad de su
corteza. Estas autoras también han comparado la eficacia de la precipitación en encinas podadas y no podadas (Mateos & Schnabel, 2002), demostrando que las primeras permiten que llegue al suelo el 70% de la precipitación, mientras las segundas sólo dejan pasar el 61.6%. En ese mismo trabajo se confirmó que debajo de cada árbol la interceptación puede presentar una enorme variabilidad (de ahí la necesidad de colocar numerosos pluviómetros en cada área de muestreo), pues en algunos puntos sólo se registra un 40% de la precipitación, mientras en otros llega, por convergencia de ramas, al 110%. Un resultado interesante es que esta variabilidad muestra un cierto patrón espacial: las áreas con mayor interceptación se localizan alrededor del tronco, mientras el extremo de las ramas principales registra los valores más altos, lo que puede tener influencia en la generación de escorrentía. Lavado Contador et al. (2002) y Cubero et al. (2004) demostraron que la humedad del suelo en dehesas era superior fuera de la proyección de la cubierta arbolada, especialmente si además hay sotobosque de matorral. En los bosques de la vertiente norte del Moncayo, Ibarra & Echeverría (2004 y 2006) seleccionaron 3 parcelas en distintos pisos bioclimaticos con comunidades vegetales diferentes : pinar (Pinus sylvestris) a 1620 metros, hayedo (Fagus sylvatica) a 1300 m y rebollar (Quercus pyrenaica) a 1100 m, con pluviómetros distribuidos dentro y fuera del bosque y sistema de recogida de la escorrentía cortical. La precipitación registrada en estos tres ambientes fue de 1112, 976 y 678 mm respectivamente. El pinar y el hayedo registraron valores similares de interceptación (23.2 y 24.5%) a pesar de su diferente arquitectura y fenología, si bien la elevada densidad en hojas y ramas del haya puede compensar su carácter caducifolio. En el rebollar la interceptación fue sensiblemente menor (11,7%), en consonancia con la ausencia de hojas invernal y su menor densidad de dosel. Por último, Llorens et al. (2003) han utilizado el modelo SIMBAL para analizar el efecto del Cambio Global (incluidos los cambios de uso del suelo) sobre diferentes aspectos de la hidrología superficial. En la cuenca de Can Vila (Vallcebre, Alto Llobregat, Pirineo catalán) se han utilizado diferentes combinaciones de tres cubiertas vegetales (pastos, pino y roble) Los resultados obtenidos demuestran que existe una marcada reducción de la escorrentía superficial cuando se pasa de un escenario dominado por pastos a otro dominado por bosque. El pinar produce la mayor reducción de escorrentía (hasta un 18%) en comparación con la actual estructura del paisaje, compuesto por un 70% de pastos y un 30% de pinos.
8.2. La erosión del suelo en relación con la vegetación Desde siempre ha quedado claro que la erosión del suelo está directamente relacionada con la mayor o menor protección que ejerce la cubierta vegetal, especialmente en laderas pendientes. De hecho, la USLE parte del principio de que las tasas de erosión alcanzan sus valores más elevados en suelo desnudo, con un descenso lineal a medida que aumenta la densidad de la cubierta vegetal. Sin embargo, esta linealidad no se observa en estudios de campo, pues algunos autores consideran que la relación es más bien exponencial (Cerdà, 1995), o que con bajas cubiertas vegetales la variabilidad de la erosión es extremadamente alta. Boer & Puigdefábregas consideran que ello es debido a que la densidad de la vegetación no basta para explicar los efectos de la cubierta sobre la erosión, pues probablemente la estructura de esa vegetación puede jugar un papel muy importante (Boer & Puigdefábregas, 2005; Bochet et al., 2006). Lo cierto es que gran parte de las erosiones que afectan a distintos ambientes de España tienen que ver directa o indirectamente con la deforestación: así, las talas para el empleo de madera en la construcción o en la combustión doméstica, la transformación de bosques en estepas o pastos, la expansión de la agricultura en laderas o la presión ganadera han llevado a la pérdida masiva (y generalmente rápida) de suelo, con matorrales de sustitución sobre superficies parcialmente rocosas o muy pedregosas en las que con frecuencia es difícil la recolonización rápida por parte de especies forestales. La reforestación se ha utilizado precisamente, al menos en parte, como un sistema de restauración para frenar la erosión, limitar la generación de escorrentía superficial (y por lo tanto, la intensidad de las avenidas) y acelerar la sucesión vegetal hacia estadios forestales. Las razones por las que la vegetación es el mejor factor de control frente a la erosión, con independencia incluso de la pendiente o de la resistencia de los suelos, son bien conocidas: (i)La vegetación frena el impacto de las gotas de lluvia en el suelo, reduciendo en general la energía cinética e incluso, cuando se trata de cubierta herbácea, el golpe directo contra el suelo. Esto tiene consecuencias de gran envergadura, pues se limita la acción del splash y, por lo tanto, el proceso de arranque de partículas por ese impacto. Además, ese impacto directo sobre el suelo tiende a sellar los microporos superficiales y a crear una microcostra menos permeable que incentiva la generación de escorrentía superficial de tormenta. No debe olvidarse que el splash es uno de los principales
factores de erosión al poner a disposición de los flujos superficiales partículas sueltas que pueden ser fácilmente arrastradas. Los pocos estudios experimentales sobre el splash y sus relaciones con la vegetación así lo demuestran. Bochet et al. (2002) estudiaron la influencia de la morfología de la planta sobre la erosión por splash, en en el área experimental de El Ahorcado, Cofrentes (Valencia), con una cubierta vegetal del 30% ocupada por Rosmarinus officinalis, Stipa tenacissima y Anthyllis cytisoides. Los resultados obtenidos confirman la importancia de la vegetación, en general, y de las características de las plantas, en particular, en el control de la erosión por splash, de modo que en las áreas entre plantas las superficies de suelo desnudo sufren procesos más intensos de arranque de partículas del suelo, con una superficie más compactada e impermeable que favorece la escorrentía superficial y el transporte de sedimento. Las tasas de arranque de suelo por el impacto directo de las gotas de lluvia fueron significativamente más elevadas bajo Anthyllis que bajo romero y esparto, con una reducción del 49, 83 y 90% respectivamente en comparación con el suelo desnudo entre plantas. Sánchez & Puigdefábregas (1994) señalan que en una ladera de Stipa tenacissima en la Sierra de los Filabres (Almería), con una densidad de cubierta entre el 20 y el 45%, el balance de sedimento está controlado principalmente por las proporciones relativas de splash y arroyamiento superficial en el transporte de sedimento. Con elevadas tasas de splash tiende a producirse erosión aguas debajo de la mata de esparto, y el balance de sedimento es negativo; en condiciones de splash poco activo, la sedimentación aguas arriba del esparto tiende a ser mayor que la erosión aguas abajo, y el balance es positivo. Además, la interceptación del agua de lluvia reduce la cantidad de esta última que alcanza el suelo, controlando las posibilidades de generación de escorrentía superficial por saturación. Es cierto, no obstante, que durante eventos muy poco intensos la energía cinética de la lluvia podría verse incrementada, dado que la trascolación puede hacer que gotas muy finas y escasamente erosivas se integren en gotas de mayor tamaño, pero bajo el dosel forestal tanto el matorral como el mantillo frenan su impacto. (ii) En general, los suelos forestales o bajo matorral denso son profundos y bien estructurados, con elevada tasa de infiltración. Esto favorece una respuesta hidrológica más lenta o retardada, con hidrogramas en los que el pico de tormenta es, la mayoría de las veces, de escasa entidad. Serrano et al. (2005) han demostrado en la cuenca forestal de San Salvador (Pirineo aragonés) que la respuesta frente a cualquier evento
pluviométrico sólo es evidente después de lluvias prolongadas, y que la intensidad de la lluvia es un factor muy secundario en la generación de avenidas frente a la importancia del volumen total. La influencia de la vegetación en los procesos de infiltración puede ser muy grande, como demostraron González Hidalgo & Echeverría (1990) al estudiar dos parcelas con diferente densidad de cubierta vegetal en los llanos de La Violada (centro de la Depresión del Ebro), una en ladera norte con el 100% de cubierta y otra en ladera sur con el 25%. Sus resultados muestran que la ladera norte recibe menos precipitación neta debido a la interceptación de la lluvia por la presencia de una masa densa de matorral; sin embargo, esta vegetación favorece una mayor infiltración durante tormentas, cualquiera que sea su intensidad, lo que a su vez favorece la presencia de esa vegetación. También es cierto que, de acuerdo con los resultados obtenidos por Contreras & Solé Benet (2003) en Rambla Honda (Almería) la vegetación puede crear en ocasiones condiciones de hidrofobia, sobre todo a finales del periodo estival, coincidiendo con una menor cobertura vegetal y un mayor riesgo de precipitaciones intensas, quizás como estrategia de algunas plantas para impedir la germinación de posibles plantas competidoras. (iii) La rugosidad que crea la vegetación en la ladera es responsable de la reducción de velocidad de los flujos superficiales y de su desorganización, como confirmaron Sala & Calvo (1990) al estudiar el comportamiento hidromorfológico de cuatro tipos de vegetación en la Cordillera Costera Catalana. Estos autores apuntaron que la presencia de una densa cubierta vegetal hace que los flujos hídricos superficiales estén menos integrados, reduciendo a la vez la intensidad de los procesos de erosión. Troncos de árboles y matorrales y ramas muertas crean obstáculos difícilmente salvables por las laminillas de agua que pueden formarse en superficie. Estas láminas se frenan al encontrarse con esos obstáculos, limitando así las posibilidades de arranque y transporte de partículas. La desorganización de los flujos impide también la concentración en canales bien definidos que pueden acabar evolucionando hacia cárcavas. Es bien conocido el hecho de que en laderas cubiertas de matorral tiende a depositarse sedimento inmediatamente aguas arriba de cada pie, aunque a veces en la parte de aguas abajo puede incentivarse la erosión (Ruiz Flaño et al., 1992a; Ruiz Flaño 1993), dando lugar a una microtopografía escalonada. Esto es evidente en cualquier ambiente, pero aún más en áreas semiáridas, donde la generación de escorrentía se produce en los claros de vegetación, mientras las manchas de matorral frenan su
velocidad y favorecen la sedimentación, contribuyendo a la discontinuidad de los flujos de agua y sedimento en la ladera (Boer & Puigdefábregas, 2005). La mayor parte de los estudios realizados en España sobre el papel de la vegetación en el control de la erosión confirman estas ideas aceptadas de forma general en todo el mundo. Los resultados más evidentes se han obtenido mediante parcelas experimentales, en las que la vegetación tiende a ser homogénea. Las cuencas, en cambio, raras veces permiten resultados concluyentes, dada la diversidad de densidad y estructura de vegetación y dada la existencia de diversas fuentes y sumideros de sedimentos. Aun así, algunas de ellas, con cubierta relativamente homogénea, aportan datos muy reveladores. Algunos estudios con parcelas experimentales han puesto de relieve el fuerte contraste existente entre áreas cubiertas de vegetación más o menos densa y áreas de suelo desnudo. Así, Castillo et al. (1997) y Albaladejo et al. (1998) compararon el estado de deterioro del suelo y la producción de escorrentía y sedimento en dos parcelas de 15 x 5 m en ladera norte con un 23% de pendiente y suelo de tipo Lithic Haploxerol con un alto grado de estabilidad estructural, en Santomera, provincia de Murcia. Una de las parcelas se mantuvo con la vegetación original (un matorral abierto con pinos), mientras en la otra se eliminó la vegetación, simulando los efectos de una intensa actividad humana. Después de 55 meses se observó una notable pérdida de materia orgánica y un marcado descenso en el porcentaje de agregados estables (31%), tal como muestra la Fig. ….No se apreciaron síntomas de recuperación de la vegetación y sí, en cambio, un progresivo deterioro del suelo. De igual forma, el ratio de escorrentía entre la parcela perturbada y la parcela natural aumentó desde 1.4:1 en 1990 hasta 2.5:1 en 1993, mientras la pérdida de suelo aumentó en un 127% en la parcela perturbada, lo que se atribuyó al deterioro progresivo de las propiedades físicas del suelo. A partir de ahí Albaladejo et al. (1998) concluyen que la actividad humana o un cambio climático que conduzcan hacia menos vegetación pueden dar lugar a una degradación irreversible del suelo en áreas semiáridas. Las consecuencias de la ausencia de vegetación fueron también estudiadas por Padrón et al. (1998) en andisoles en la cara norte de la isla de Tenerife, a 980 m s.n.m, con un a precipitación media anual de 733 mm. En ese caso se compararon 3 parcelas de 25 x 8 m, una totalmente desnuda y labrada, con una pendiente del 24%, otra con una cobertura del 60% de pino en una pendiente del 13%, y otra con matorral de sustitución y Pinus radiata de repoblación, sobre una pendiente del 24%. Los resultados muestran
enormes diferencias en la producción de escorrentía y erosión. Así, la parcela desnuda presenta un coeficiente de escorrentía del 10.6%, mientras ninguna de las otras dos llega al 1%. En el caso de la erosión, la parcela desnuda registra una pérdida de 18.5 t ha-1 año-1, y las parcelas con vegetación tienen pérdidas de 0.1 y 0 t ha-1 año-1. Estos resultados hay que considerarlos provisionales, pero en todo caso dan una idea de la mayor capacidad de regulación de la vegetación frente a la generación de escorrentía y la erosión. En instalaciones más complejas se han comparado diferentes rangos de cubierta vegetal, desde suelo casi desnudo hasta cubrimientos próximos al 100%. Así, González Hidalgo et al. (1997) estudiaron la producción de sedimento en 6 parcelas experimentales de La Violada (centro de la Depresión del Ebro) con una densidad de cubierta de Rosmarinus officinalis entre 0 y 100%, y otras 5 parcelas en María de Huerva, al sur de Zaragoza, con Lygeum spartum y líquenes, y una densidad de cubierta hasta el 66%. El principal resultado fue la existencia de un descenso general de la producción de sedimento a medida que aumenta la densidad de la cubierta. En todo caso, el romero se mostró más eficaz frente a la erosión que la asociación esparto más líquen, como lo muestra la mayor pendiente de la regresión (Fig. …). Por medio de microparcelas (alrededor de 3 m2) Ruiz Flaño et al. (1992 a y b) y Ruiz Flaño (1993) estudiaron las consecuencias erosivas de diferentes cubiertas de matorral y pasto tras el abandono de explotaciones agropecuarias en el Pirineo aragonés. Las cubiertas consideradas fueron las siguientes: 1.Matorral muy abierto con una densidad del 10 al 15% y un 100% de pedregosidad superficial (enlosado de piedras. 2.Matorral muy abierto con una densidad del 25% y predominio de la erosión difusa fuerte. 3.Matorral abierto con una densidad del 60% y tendencia al descalzamiento. 4.Pasto denso con un cubrimiento del 95%. 5.Matorral denso con un cubrimiento del 95%. 6.Matorral denso con un cubrimiento del 100%. Cada cubierta vegetal tenía dos réplicas más, de manera que podía obtenerse la media de tres parcelas. La Fig. … resume los resultados más importantes en cuanto a producción de escorrentía y sedimento. En contra de lo que pudiera suponerse, no existe una relación lineal entre escorrentía y erosión, por un lado, y densidad de cubrimiento vegetal, por otro. Sin embargo, es evidente que el matorral denso, con una densidad del
100%, apenas produce escorrentía superficial y sedimento, de manera que puede considerarse completamente eficaz para el control de la erosión. La erosión es también muy baja si el cubrimiento de matorral es del 95%, aunque la escorrentía aumenta mucho. Y está claro también que con densidades bajas de matorral la erosión se multiplica varias veces, aunque la intensidad con la que lo hacen muestra una gran variabilidad que no está directamente relacionada con la densidad de la vegetación. Así, la parcela con mayores pérdidas de suelo es la que cuenta con un 65% de cubierta, mientras que la parcela con un 15% de densidad registra pérdidas relativamente moderadas. Estas diferencias se deben básicamente a los procesos geomorfológicos dominantes, que cuentan con mayor o menor eficacia para arrancar y arrastrar partículas de suelo. En el caso de la parcela con menor densidad de matorral hay que tener en cuenta que se encuentra cubierta al 100% de piedras que favorecen la infiltración y aumentan la rugosidad frente a los flujos superficiales, y que esa elevada pedregosidad es un indicio de agotamiento del suelo por haber sufrido una intensa erosión anterior. El papel positivo del matorral denso también ha sido constatado en otros muchos estudios, como en los realizados por Molina et al. (1999) en las provincias de Valencia (La Concordia, Lliria) y Alicante (Benidorm-Finestrat), donde se comprobó en primer lugar que las especies de matorral mejoran más la fertilidad del suelo que las herbáceas, y que diferentes especies de matorral de interés económico y/o ecológico son una alternativa compatible con la conservación del suelo en el caso del abandono de tierras de cultivo. De igual forma, por medio de lluvia simulada en cinco áreas diferentes de la cuenca de Guadalperalón (Cáceres); en ambiente de dehesa, Ceballos et al. (2002) llegaron a la conclusión de que las superficies cubiertas de hierba y matorral son las que producen las tasas más bajas de erosión, inferiores incluso a las áreas cubiertas por alcornoques debido al carácter hidrofóbico de los suelos. Precisamente la hidrofobia explica las menores tasas de infiltración en un pinar de Pinus Sylvestris en Andalucía, en comparación con un robledal de Quercus pyrenaica y matorral de Genista baetica (Simón et al., 1998). En la Estación Experimental “Valle de Aísa”, Pirineo aragonés, García Ruiz et al. (1995) comprobaron que el matorral denso registra los valores más bajos de erosión y generación de escorrentía en comparación con diferentes usos del suelo actuales y tradicionales (ver también el capítulo 9), con tasas anuales de pérdida de suelo unas 14 veces mayores que, por ejemplo, la agricultura cerealista itinerante (Lasanta et al., 2006). A similares conclusiones llegaron González Hidalgo et al. (2004) al simular una
lluvia extrema en la provincia de Alicante, sobre 3 parcelas experimentales de 2 x 2 m en laderas cubiertas por un matorral secundario de Ulex parviflorus y Cistus albidus con una densidad del 100% y una pendiente entre 26 y 27%. La intensidad de la lluvia simulada fue de 155 mm hora-1, correspondiente a un periodo de retorno de 100 años. Los resultados confirmaron que el matorral fue muy eficaz para retener el sedimento, incluso en condiciones de lluvia extrema. En este trabajo los autores demostraron que, aunque la densidad de la vegetación sea muy alta y homogénea, los procesos de infiltración presentan una gran variabilidad espacial, con vías preferentes marcadas por raíces, macroporos y escorrentía cortical. La generación de escorrentía fue, en cambio, muy rápida, lo que contrasta con otros estudios anteriores (Francis & Thornes, 1990; Cerdà, 1995), sin duda debido a la elevada intensidad de la lluvia, pero también al carácter hidrofóbico de la hojarasca del suelo. Francis & Thornes (1990) confirmaron la gran importancia del matorral para frenar la erosión. Mediante simulación de lluvia en parcelas de 5 x 2 m con matorral degradado, matorral bajo y matorral con pinos, observaron valores decrecientes de escorrentía y pérdida de suelo por ese orden. El resultado más importante fue que las mayores diferencias se obtuvieron entre matorral degradado y matorral bajo, sugiriendo que este último, incluso con un porcentaje modesto de cubierta, puede proporcionar una protección eficaz al suelo, similar a la de los árboles. En cambio, frente a la perspectiva positiva sobre el matorral de la mayor parte de los autores, Sala & Calvo (1990) concluyen que en la Cordillera Costera Catalana, en comparación con hayedo y encinar, las áreas de matorral producen las tasas más altas de escorrentía y erosión. Desde el punto de vista de las relaciones entre vegetación y erosión, es importante tener en cuenta las estrategias de colonización y supervivencia de las diferentes especies. Hodgson et al. (1994) estudiaron las características funcionales de la vegetación en relación con la erosión en yesos del centro de la Depresión y concluyeron que las especies que se asientan en las áreas más erosionadas son tolerantes al estrés, con un crecimiento muy lento y un turnover lento de las diferentes partes de la planta. Estas especies tienden a tener raíces más potentes para favorecer el anclaje y el acceso al agua del subsuelo. En cambio las especies que ocupan las áreas sedimentarias tienden a ser anuales, con un rango más amplio de estrategias y un patrón estacional más dinámico, asociado con hojas de vida corta. Por eso puede afirmarse que las especies de áreas erosionadas son más resistentes, mientras que las de áreas de sedimentación son más resilientes. En realidad las primeras podrían llegar a
considerarse en muchos casos como especies residuales, es decir las que han sido capaces de resistir a la erosión, mientras las demás desaparecieron en cuanto las condiciones de disponibilidad de agua o de calidad del suelo se hicieron más difíciles. Guerrero Campo et al. (2006) han demostrado que las especies asentadas en áreas erosionadas tienen una notable habilidad para rebrotar a partir de sus raíces y para formar raíces a partir de sus vástagos.
8.3. Las consecuencias de los incendios forestales Las estrechas relaciones existentes entre vegetación y erosión se revelan en toda su magnitud al considerar los efectos de los incendios forestales. Estos últimos representan la desaparición brusca de la cubierta vegetal, dejan el suelo al desnudo durante unas semanas o meses y favorecen una nueva colonización vegetal cuya evolución interfiere con la evolución de la producción de escorrentía y sedimento. Tradicionalmente se ha considerado que los incendios forestales constituyen uno de los principales factores de erosión en el mundo mediterráneo y particularmente en España. A ellos y al sobrepastoreo se atribuyen muchos de los paisajes degradados, con matorrales abiertos dominados en parte por especies pirófitas y suelos pedregosos. Los incendios más extensos se consideran catástrofes naturales que no sólo reducen la biodiversidad sino que además contribuyen a la pérdida de una parte sustancial de los suelos y al aterramiento de los embalses. No debe olvidarse que en España algunos incendios han sido particularmente extensos, como los que afectaron a algunas áreas de Cataluña en 1996 (Sierra de Jorba, Montserrat, Sierra de Alberes), a la Comunidad Valenciana (…), Guadalajara (11.000 ha incendiadas en 2005) o, más recientemente, a Galicia (casi 100.000 ha quemadas en agosto de 2006), entre otros muchos casos. La Fig. … refleja la evolución de los incendios en número y superficie afectada durante los últimos años. Es importante tener en cuenta que en Europa sólo Portugal en el año 2005 y ocasionalmente Grecia pueden compararse en términos absolutos y relativos a las cifras españolas. Aunque éste no es el lugar más adecuado para referirnos a las causas de los incendios, sí interesa resaltar que el éxodo rural y el abandono de prácticas tradicionales de pastoreo están entre las razones más insistentemente citadas (Moreno et al., 1998). La explicación es bien sencilla, y tiene que ver colateralmente con los objetivos de este capítulo: El descenso de la presión sobre el territorio (menos pastoreo, menos incendios controlados, reducción radical de la extracción de leñas) ha contribuido a una expansión
natural del bosque y, sobre todo, de las formaciones de matorral, compuestas por especies mediterráneas muy inflamables y con menor contenido en humedad que otras especies más septentrionales (Úbeda et al., 2006). El mayor problema es la ausencia de discontinuidades en el paisaje, de manera que al iniciarse un incendio, provocado o casual, tiene muchas posibilidades de afectar a una extensa superficie. Una consecuencia de estos incendios y su proliferación es la elaboración de numerosos estudios desde diferentes puntos de vista, tanto faunísticos, como florísticos, geomorfológicos e hidrológicos. Estos últimos se han llevado a cabo en algunos casos provocando de forma experimental los incendios y en otros, la mayoría, utilizando procedimientos experimentales de campo poco después de producido un incendio. Todos estos estudios son muy recientes, al hilo de la gran expansión experimentada por los trabajos sobre erosión del suelo en España. La comparación con áreas próximas no incendiadas se ha considerado casi siempre una condición necesaria. Las razones por las que los incendios provocan una intensificación de los procesos erosivos y un cambio profundo en el ciclo hidrológico a escala de laderas y cuencas son bien conocidas. Entre ellas destacan: (i) La desprotección del suelo frente al impacto directo de las gotas de lluvia, lo que a su vez favorece la formación de costras que incentivan la escorrentía superficial (Díaz-Fierros et al., 1990). (ii) La destrucción inmediata de la materia orgánica, que tiene consecuencias a corto plazo sobre la estabilidad de agregados, la estructura del suelo y su capacidad de infiltración (Cerdà, 1998a; Andreu et al., 2001). Un artículo de revisión de González Pérez et al. (2004) alerta sobre los problemas globales derivados de los efectos de los incendios forestales sobre la materia orgánica. (iii) La pérdida de una proporción importante de los nutrientes, tanto presentes en el suelo como en la vegetación. Esta pérdida se produce en el momento del fuego, por volatilización, y también después del fuego, cuando parte de las cenizas son arrastradas por las primeras lluvias. (iv) La acumulación de sustancias hidrofóbicas en la superficie del suelo como consecuencia de las altas temperaturas durante el incendio (De Luís et al., 2003). Esas sustancias contribuyen de nuevo a dificultar la infiltración y a favorecer la escorrentía superficial. La mayoría de los estudios sobre los efectos hidromorfológicos del fuego en España se han agrupado en torno a dos grandes tópicos: Por un lado, las consecuencias
sobre las propiedades del suelo y, por otro, la evolución posterior de la generación de escorrentía y la producción de sedimento. Las propiedades del suelo tras los incendios presentan una gran variabilidad. Hernández Bastida et al. (1998) seleccionaron 2 parcelas quemadas en el año 1994 en el noroeste de Murcia. Una de las parcelas había estado cubierta por Pinus halepensis y otras especies mediterráneas antes del incendio, y la otra por esparto. El incendio dio lugar a un aumento en el contenido de carbono orgánico, nitrógeno total, nitrógeno total y fósforo, potasio y magnesio disponibles, sobre todo en la parcela de pino, debido a la incorporación de cenizas. También aumentaron considerablemente las sustancias húmicas, los ácidos húmicos, la capacidad de cambio y el hierro y sodio disponibles en la parcela de pino, aunque no en la de esparto. Las diferencias entre las dos parcelas se atribuyeron a la intensidad del fuego que, a su vez, está relacionada con las características de la cubierta vegetal. Sánchez et al. (1994) demostraron que al día siguiente de un incendio en Albaterra (a 50 km al sur de Alicante) varios componentes del suelo habían aumentado significativamente: materia orgánica, nitrógeno total, fósforo disponible y cationes intercambiables (potasio, sodio y magnesio). Sin embargo, el calcio y la capacidad de cambio disminuyeron. Al cabo de 6 meses los valores obtenidos tendieron a equipararse a los niveles originales, especialmente en el caso de la materia orgánica, fósforo y sodio, bien porque se habían incorporado a la vegetación o porque se habían perdido con la escorrentía superficial. El fuego fue experimental, con alta temperatura bajo Stipa tenacísima y relativamente baja en Pinus halepensis y Brachypodium. Carbono, nitrógeno y, sobre todo, fósforo también aumentaron tras un incendio de formaciones densas de esparto bosque abierto de pino carrasco en Sierra Larga (Murcia) (Martínez Fernández & Díaz Pereira, 1994). Las propiedades hídricas del suelo también se vieron muy afectadas, con una reducción de la conductividad hidráulica saturada en suelo quemado. Los primeros estudios sobre el efecto hidromorfológico de los incendios forestales en España se desarrollaron en Galicia, una comunidad con riesgo tradicional de fuegos recurrentes debido a las prácticas agrícolas y ganaderas, junto a otras razones no bien determinadas. Gran parte de tales estudios han surgido del equipo creado en torno a F. Díaz Fierros, que se dedicó a estudiar sistemáticamente diferentes incendios ocurridos desde finales de los años 70 del siglo XX. Este equipo fue el primero en aportar información cuantitativa sobre el efecto erosivo de los incendios, con tasas de
pérdida de suelo de 56 t ha-1 año-1 en el primer año tras el incendio y descenso exponencial de la erosión durante el segundo año, con valores insignificantes (DíazFierros et al., 1987). También pioneros en este sentido pueden considerarse los trabajos realizados en Cataluña (incentivados por los extensos y emblemáticos incendios ocurridos a mediados de los años 80). Así, Soler & Sala (1990) en la Sierra de Prades (Tarragona), en un bosque dominado por encinas con 40º de pendiente. Se dispusieron 3 parcelas experimentales, una en encinar no alterado, la segunda en un cortafuego y la tercera en una parcela quemada a propósito. El incendio alcanzó 600º de temperatura a 0.5 m de altura y 300º a ras de suelo. Durante un año se midió la pérdida de suelo y la salida de agua. Los resultados obtenidos demuestran que la pérdida de suelo es muy superior en la parcela quemada que en cualquiera de las otras dos. Así, la quemada registró una exportación de sedimento 43 veces mayor que la parcela de bosque y 8 veces más que el cortafuegos. Respecto a la escorrentía, la parcela quemada produjo 20 veces más agua que el bosque y 5 veces más que el cortafuegos. Es evidente que, como se deduce de otros experimentos a más largo plazo, estas diferencias tienden a amortiguarse con el tiempo, a medida que avanza la recolonización vegetal en la parcela quemada. Un experimento similar fue el llevado a cabo por De Luís et al. (2003) en Onil (Alicante), sobre un Calcixeroll desarrollado a partir de margas miocenas. Se seleccionaron 3 laderas, en cada una de las cuales se delimitó una parcela de 30 x 30 m con la vegetación original no alterada, dominada por Ulex parviflorus. Otras dos parcelas de las mismas dimensiones fueron también delimitadas y quemadas. El incendio alcanzó entre 238 y 343º de temperatura. En cada una de las parcelas, tanto quemadas como no quemadas, se realizaron aleatoriamente simulaciones de lluvia de 2 x 2 m. La intensidad de la lluvia simulada fue de 2,6 mm min-1 durante 105 minutos, de manera que se reprodujo un evento extremo, correspondiente a unos 100 años de periodo de retorno. En las parcelas quemadas la escorrentía se generó de forma casi inmediata tras el inicio de la simulación, con un coeficiente medio de escorrentía del 23%. En cambio, las parcelas no quemadas registraron un coeficiente medio del 4%, sin que en ninguna de ellas se superase el 10%. La pérdida de suelo fue inapreciable en las parcelas no alteradas, a pesar de la gran intensidad de la lluvia, mientras que en las parcelas quemadas se disparó hasta valores entre 300 y 8420 t ha-1. En estos experimentos se comprobó la gran importancia de la severidad del incendio, pues la parcela que alcanzó más temperatura fue la más erosionada, mientras las parcelas de
fuego más moderado registraron las menores pérdidas. Este resultado se explica porque los fuegos más intensos destruyen incluso los restos de vegetación, y las cenizas pueden arrastrarse más fácilmente debido a la ausencia de rugosidades en la superficie del suelo. Esto tiene repercusiones directas sobre la vegetación, pues tras el incendio las parcelas con mayor erosión fueron las que tuvieron peor colonización vegetal (De Luís et al., 2001) y por lo tanto vieron prolongarse durante más tiempo las condiciones favorables para el arrastre de suelo. En un estudio posterior realizado a partir del mismo experimento, De Luís et al. (2004) demostraron la gran variabilidad en la exportación de sedimento desde las zonas incendiadas. Así, en 3 parcelas quemadas, el aumento de la erosión fue 6.5, 14.1 y 423 veces los valores obtenidos en la parcela no alterada, lo que se atribuye al variable comportamiento del fuego. Que la producción de escorrentía y de sedimento aumenta tras el incendio es un resultado común a los estudios realizados en España. Así, Soto et al. (1994) midieron la escorrentía y la erosión en 6 parcelas experimentales (20 x 4 m) afectadas por incendios controlados en septiembre de 1988: dos parcelas se mantuvieron inalteradas, con su vegetación original de Ulex europaeus, dos estuvieron sujetas a un fuego ligero y otras dos a fuego moderado; un año después, una de las parcelas de control fue afectada por un incendio accidental de intensidad mayor. Tras un primer año, la escorrentía fue más elevada en las parcelas incendiadas (entre 5 y 7% de coeficiente) frente a las parcelas inalteradas (3%). En el segundo año las parcelas quemadas siguieron dando los valores más altos de escorrentía. Por lo que respecta a la erosión las diferencias fueron también notables: las parcelas de control exportaron entre 50 y 68 g m-2, frente a las parcelas quemadas (en torno a 200 g m-2), si bien en el segundo año la parcela quemada accidentalmente dio pérdidas de 1314 g m-2, lo que insiste una vez más en la importancia de la intensidad de los fuegos. En este caso, los autores lo atribuyen a la combustión de la materia orgánica y a una cierta laterización. Pradas et al. (1994) aluden a los efectos hidrofóbicos del fuego para explicar el fuerte aumento de escorrentía superficial tras incendios en La Selva (Gerona). Cerdà (1998b), en cambio, encontró que inmediatamente después de un incendio al oeste de la ciudad de Valencia las tasas de escorrentía y erosión fueron despreciables debido a las elevadas tasas de infiltración favorecidas por la sequedad del suelo y la presencia de cenizas, aunque 4 meses después el coeficiente de escorrentía aumentó hasta el 57%, con el consiguiente aumento en la exportación de sedimento. Es ciertamente un resultado excepcional que
refleja hasta que punto todavía existen incertidumbres no controladas en el funcionamiento hidromorfológico tras los incendios. Vega et al. (2005) realizaron un estudio detallado de los efectos del fuego sobre la traslocación, la escorrentía y la erosión tras quemas controladas en Ulex europaeus de Galicia. Dos parcelas no quemadas se dejaron como control, dos fueron sometidas a un fuego intenso (463º) y otras dos a fuego suave o ligero (aproximadamente 100º). La traslocación representó entre el 81 y el 87 % de la lluvia total en las dos áreas quemadas, mientras en la parcela control fue del 60%, debido indudablemente al papel de la interceptación en la cubierta natural. La escorrentía fue 1.5 veces más elevada en la parcela quemada intensamente que en la parcela con fuego ligero, y 2.5 veces más que en la parcela control. Las pérdidas de suelo fueron muy bajas en todos los casos, probablemente debido a la escasa intensidad de las lluvias durante el periodo de estudio. No obstante, el fuego más intenso causó pérdidas significativamente mayores (entre 5 y 8 veces) que la parcela control. En la parcela con fuego ligero la erosión fue entre 2 y 3 veces mayor que en la control. La misma tendencia aparece en los resultados de Soler et al. (1994) en la Sierra de Prades (Cordillera Costero-Catalana) en un bosque de Quercus ilex, donde se comparó el funcionamiento del bosque no alterado con una parcela desbrozada y otra quemada experimentalmente. La escorrentía en la parcela quemada fue 5.6 veces más elevada que en la parcela desbrozada y 14.6 veces más que en la de bosque. De igual forma, la parcela quemada produjo 8.4 veces más sedimento que la desbrozada y 16.4 veces más que el bosque. Los sólidos disueltos exportados por la parcela quemada fueron 7.6 y 11.5 veces más respectivamente que las otras dos. La información disponible sobre erosión tras incendios se refiere en la mayor parte de los casos a sedimento en suspensión. Sólo excepcionalmente se incluyen datos sobre solutos, y eso a pesar de que éstos pueden llegar a representar las tres cuartas partes de la exportación total, como en la Estación Experimental “Valle de Aísa” (Lasanta & Cerdà, 2005). De estos autores se deduce que la pérdida de solutos en las áreas quemadas supera claramente (en más del doble) a la de las áreas no quemadas. Uno de los aspectos más interesantes de los efectos de los incendios tiene que ver con la recolonización vegetal y su influencia sobre la evolución de la escorrentía y la erosión. Es evidente que la rapidez con que se recupere la vegetación tiene una influencia determinante en la intensidad y duración de los procesos erosivos que comienzan a actuar inmediatamente después del incendio, cuando el suelo está
desprotegido. Las plantas mediterráneas cuentan con mecanismos de resistencia y rebrote en un periodo de tiempo muy corto. Basta con que haya algo de humedad en el suelo para que desde las raíces o incluso desde las ramas o tallos (en el caso de Quercus suber y Pinus canariensis, por ejemplo) resurja de nuevo la vegetación en un proceso de autosucesión compleja en el que los espacios vacíos son ocupados por especies que no están presentes en las comunidades maduras (Úbeda et al., 2006). Además, muchas semillas resisten a los fuegos no muy intensos y son capaces de germinar poco después del fuego. En muchos casos la regeneración de la vegetación es muy rápida, como demostraron Pérez Cabello et al. (2006) en la Sierra Mayor de Agüero, Prepirineo Aragonés: Tras un mes después del incendio la cubierta vegetal era del 6%, a los 6 meses era del 36.7%, a los 14 meses un 60.6%, y a los 19 meses el 80%, sin que hubiera incremento en los meses siguientes. Lamentablemente, pocos trabajos contemplan los estudios sobre incendios forestales con una perspectiva temporal amplia, En la mayor parte de los casos se trata de trabajos realizados con parcelas que se mantienen durante un corto periodo de tiempo, o mediante simulaciones de lluvia realizadas al poco tiempo del incendio. Sin embargo, algunos autores señalan que el máximo impacto del fuego tiene lugar inmediatamente después de su ocurrencia, debido a la ausencia de vegetación y a la impermeabilización del suelo (Soler et al., 1994). Calvo Cases & Cerdà (1994), en un estudio realizado en Pedralba, cerca de Valencia, mediante simulaciones de lluvia repetidas 1 día, 4 meses y un año después de un incendio ocurrido en julio de 1990, pusieron de manifiesto
que la concentración de sedimento y las tasas de erosión
muestran una tendencia decreciente a lo largo del año de estudio. Al día siguiente del fuego todas las parcelas estaban desprovistas de vegetación, cubiertas por un manto continuo de cenizas (hasta 1 cm en la parte alta de las laderas y hasta 5 cm en los fondos de valle); Cuatro meses después la mayor parte de la ceniza se ha evacuado, excepto en el fondo del valle, y la vegetación ha iniciado ya su crecimiento, lento en las laderas (con un cubrimiento del 3-4%) y ya muy denso en el fono (70%). Al cabo de un año la vegetación se ha regenerado hasta alcanzar un porcentaje de cubrimiento parecido al anterior al fuego. En otro incendio ocurrido en 1989 en la Comunidad Valenciana, Cerdà (1998c) pudo comprobar también que las tasas de infiltración aumentaron gradualmente desde 1990 hasta 1995, a la vez que disminuía la escorrentía superficial al pasar de un coeficiente de escorrentía del 45% tras del incendio al 6% cinco años y
medio después. La reducción de la escorrentía alcanzó sus mayores valores en los dos primeros años, debido a la rápida recolonización vegetal. Cerdà & Lasanta (2005) precisan que la importancia del fuego como agente geomorfológico depende no sólo de los procesos que intervienen sino también (y quizás sobre todo) del tiempo transcurrido desde el incendio y la recuperación de la vegetación. Estos autores analizaron información procedente de 3 parcelas de la Estación Experimental “Valle de Aísa”, en el Pirineo aragonés, obtenida entre 1991 y 1999. Una de las parcelas mantuvo las condiciones de partida, es decir, un
matorral denso
dominado por Genista scorpius y ejemplares dispersos de Rosa gr. canina, otra parcela fue quemada en 1991 y la última en 1993. La Fig. … muestra la evolución de la erosión durante el periodo de estudio. El seguimiento de la vegetación mostró una rápida recolonización, de manera que en la primera de las parcelas quemadas el cubrimiento era ya del 50% 4 meses después del incendio, y del 90% después de 4 años en ambas parcelas (70% de matorral y 20% de hierbas en la primera de las parcelas; 50% de matorral y 40% de hierba en la segunda). En 2 años la parcela quemada en 1991 alcanzó valores de pérdida de suelo similares a los anteriores. La parcela quemada en 1993 ha tenido una evolución algo más lenta y aún no ha recuperado totalmente las tasas de erosión originales. En esta última parcela la concentración de sedimento inmediatamente después del incendio fue 17.5 veces mayor que la de la parcela control. Ruiz Flaño et al. (1992) sugieren también que la erosión relacionada con los incendios es muy intensa sólo en los primeros meses, pero después desciende rápidamente a medida que avanza la colonización vegetal, relativamente rápida en ambientes húmedos y subhúmedos. En otro estudio de 11 años de duración sobre la evolución de la erosión tras un incendio en Serra Grossa (Valencia), Cerdà & Doerr (2005) comprobaron un progresivo descenso en la pérdida de suelo: desde una media de 80 g m-2 6 meses después del fuego, hasta 30 g m-2 un año después y 10 g m-2 a los dos años (Fig. …). No obstante, estos autores demostraron que la velocidad de la evolución estaba muy relacionada con el tipo de vegetación. Así, las formaciones herbáceas y el matorral alto (garriga) redujeron la escorrentía y la erosión a valores muy bajos después de dos años, mientras que con arbolado y matorrales bajos aún se registraban pérdidas notables de suelo al cabo de 5 años. La tendencia experimentada por la erosión está igualmente relacionada con las labores que se efectúan tras el incendio. Así, Pérez Cabello et al. (2003), al estudiar la evolución tras un incendio en San Juan de la Peña (Huesca), llegaron a la
conclusión de que los sectores no alterados posteriormente registraban los valores más bajos de escorrentía y erosión, frente a los que habían sido alterados de una u otra forma (reforestación, apertura de pistas para sacar la madera, eliminación de la madera muerta). El papel de la vegetación quemada (necromasa) puede llegar a ser muy importante, como demostraron Echeverría et al. (2003) en un pequeño incendio en la Sierra Mayor (Agüero, Prepirineo aragonés), donde la interceptación por parte de la necromasa llega al 19.2% en una parcela que había estado arbolada, frente al 2.2% en otra no arbolada. Esto implica importantes diferencias en el funcionamiento hidrológico según se tome o no la decisión de retirar la madera quemada. Las referencias citadas en el texto son sólo una parte de los muchos estudios realizados en España sobre las consecuencias hidrológicas y geomorfológicas de los incendios forestales. Hoy se dispone de abundante información sobre la pérdida de suelo y la producción de escorrentía en relación con los incendios. Por ello se puede afirmar que el fuego provoca, en general, un brusco aumento en la generación de escorrentía superficial (debido tanto a un descenso de la interceptación como de la capacidad de infiltración del suelo) y un incremento, a veces espectacular, de la pérdida de suelo. Afortunadamente, esas condiciones se mantienen sólo unos meses en su fase más aguda, pues la recolonización vegetal reduce pronto la escorrentía y la erosión a niveles próximos a los anteriores al incendio. Si esto es así, los incendios forestales poco extensos no pueden considerarse en principio un problema que dé lugar a situaciones irreversibles de deterioro del suelo. Sin embargo, el problema adquiere otra dimensión si, como sucede en muchos ambientes mediterráneos, los incendios son recurrentes, y más aún si afectan a grandes extensiones. En esos casos la recuperación de la vegetación puede adquirir rasgos peculiares, con limitación a la expansión natural del bosque (por la lejanía de las fuentes de semillas); además, la recurrencia hace que durante unos meses haya una fuerte erosión que vuelve a repetirse cada ciertos años, provocando un progresivo deterioro de las condiciones del suelo y un adelgazamiento de su espesor. No otra ha debido ser la evolución de muchas áreas tanto en tierras bajas como en media montaña de España, como sugiere el modelo conceptual presentado por Ruiz Flaño et al. (1992) para explicar la degradación de laderas de campos abandonados con más de 100 años de antigüedad. De los diferentes trabajos se deduce que la gravedad de las consecuencias de los incendios está relacionada con la rapidez con que se produce la recolonización vegetal. Es decir, si la vegetación se recupera en unos meses, muy pronto se registran tasas de
erosión y coeficientes de escorrentía parecidos a los anteriores al incendio. Que eso se consiga depende de varios factores bien identificados: (i)La intensidad del fuego, que afecta en mayor o medida a la estructura del suelo y al contenido en materia orgánica y nutrientes. Por otro lado afecta también a las características de la necromasa, que puede llegar a desaparecer en el caso de los fuegos más intensos. (ii)La profundidad y calidad del suelo, que puede haber sido deteriorado por incendios o usos anteriores, reduciendo así su capacidad de recolonización. (iii)Las características de las lluvias posteriores al incendio y el momento en que éste ocurre. Los incendios de la segunda mitad de verano (que son los más frecuentes y, en todo caso, los más extensos) no permiten una rápida recolonización vegetal debido al agotamiento de las reservas de agua del suelo; además las lluvias de otoño suelen ser lo bastante intensas como para favorecer una mayor escorrentía superficial y el consiguiente arrastre de cenizas y suelo. Los incendios de invierno y primavera tienden a facilitar más rápidamente la recolonización y esa debía ser la razón por la que los incendios que provocaban los ganaderos solían ocurrir entre una estación y otra. (iv)El papel del clima regional es extraordinariamente importante, al condicionar la duración de las sequías y el estrés que deben superar las plantas para reinstalarse en el territorio incendiado. En condiciones de sequías extremas el suelo puede permanecer casi desnudo durante mucho tiempo, incentivando el arrastre de suelo por el viento. (v)Por último, la topografía condiciona la variabilidad espacial de la erosión después del incendio y la localización de las áreas de contribución parcial. No debe olvidarse que, al menos en parte, la topografía explica no sólo la profundidad del suelo, sino también la distribución de la humedad en el mismo y, por lo tanto, las posibilidades de recuperación de la vegetación.
10.
LA
EROSIÓN
DURANTE
EVENTOS
PLUVIOMÉTRICOS
EXTREMOS
Ya se ha hecho alusión en el capítulo 4 a algunos de los principales rasgos de las precipitaciones en España, especialmente a aquellos con repercusiones directas sobre la erosión del suelo. En ese capítulo se ha puesto de manifiesto la fuerte intensidad de las lluvias en todo el litoral mediterráneo, y su progresiva atenuación hacia el interior que, no obstante, no queda exento del riesgo de ocurrencia de eventos extremos. Estos últimos son protagonistas de cortos pero muy activos periodos de erosión, con capacidad para transformar la dinámica y morfología de los cauces y para producir importantes cambios en las laderas. Un evento extremo es aquel que se sitúa en la cola de una distribución de frecuencias de lluvias o de caudales dentro de una determinada región. Tiene, por lo tanto, pocas probabilidades de ocurrencia, correspondiendo a periodos de retorno muy largos, generalmente por encima de 50 años. De todas formas es importante tener en cuenta que, aunque el procedimiento estadístico para calcular los periodos de retorno de diferentes niveles de precipitación o caudal es impecable, los resultados pueden tener dudosa fiabilidad. Unas veces la serie de datos climáticos o hidrológicos no es suficientemente larga o no recoge eventos de cierta magnitud; y otras veces esa serie es de escasa calidad, con lagunas o con datos de poco valor. Además algunos eventos extremos pueden ser muy locales, como es el caso de algunas tormentas estivales u otoñales, que pueden no afectar a una estación meteorológica (Rico & Benito, 2002). Por último, siempre cabe la posibilidad de que ocurra algún evento de los llamados outliers, que quedan fuera de la lógica de una distribución de frecuencias y que, por lo tanto, aunque probables, no son esperables. En consecuencia, cuando se habla de periodos de retorno para eventos extremos, el geomorfólogo o el hidrólogo se mueven en un terreno resbaladizo. Su contribución al planeamiento territorial tiene que verse reforzada en ese caso con estudios de paleocrecidas (CITA Benito) o con evidencias paleomorfológicas en las laderas que sugieran la peligrosidad de una determinada instalación o infraestructura. A veces el sentido común geomorfológico es de más ayuda que todos los análisis estadísticos, aunque es deseable dar cierta categoría estadística a ese “sentido común” y a las evidencias paleomorfológicas. Es muy obvio que dos puntos no muy distantes pueden tener la misma probabilidad de ocurrencia de una determinada precipitación extrema, pero las consecuencias de la misma dependerán de
la topografía y del contexto geomorfológico (localización en la llanura de inundación o en un cono de deyección, por ejemplo). De igual manera, esa misma precipitación puede afectar a dos cuencas contiguas de manera muy diferente, dependiendo del grado de cobertura vegetal, de la densidad de la red fluvial y del estado de conservación de los suelos. Considerar, a partir de ahí, que el cálculo de los periodos de retorno correspondientes a lluvias de diferente nivel tiene valor hidrológico es dar a la estadística una fiabilidad que, al menos en este caso, no tiene. Comprobaremos, incluso, que dos lluvias de intensidad similar pueden tener repercusiones muy diferentes desde un punto de vista erosivo y de transporte de sedimento. Se ha afirmado con insistencia que los eventos extremos (a veces llamados también “excepcionales”) son responsables de los grandes cambios en el funcionamiento hidrogeomorfológico del territorio (Patton & Baker, 1977). En el ámbito mediterráneo eso parece cierto debido tanto a la intensidad de algunas lluvias y a la respuesta hidrológica como a la degradación de la cubierta vegetal y a algunas prácticas de laboreo y cultivo. No está tan claro que ocurra lo mismo en ambientes templados forestales del centro y norte de Europa, donde una parte importante de la lluvia es interceptada por el arbolado y el sotobosque, y donde la concentración de la escorrentía se retrasa en función de la potencia y buen estado de conservación de los suelos; además, la protección que ejerce la vegetación reduce el impacto de las gotas de lluvia y el arrastre de partículas por parte del arroyamiento superficial. Habrá, sin duda más erosión durante las lluvias de baja frecuencia, pero se limitará a las proximidades de los cauces y a algunos afloramientos locales. Por ello, de acuerdo con Wolman & Leopold (1957) los acontecimientos frecuentes de moderada actividad son los procesos más relevantes en el desarrollo de la morfología fluvial de las regiones húmedas. Las consecuencias de lluvias extremas en el área mediterránea pueden representar el ensanchamiento de cauces por erosión lateral, incisiones locales, cambios en el perfil longitudinal, estrangulamiento de meandros, deslizamientos, flujos de derrubios, erosiones intensas en badlands y formación de barranqueras en campos de cultivo, con transporte masivo de sedimento y cambios más o menos acusados en el paisaje. Las consecuencias de estos eventos pueden igualmente perdurar durante años, como sucede con algunos tramos fluviales a los que han llegado grandes volúmenes de sedimento grueso y que dan lugar a morfologías trenzadas que perduran durante décadas debido al tamaño de gravas y bloques; también es el caso de cicatrices de movimientos en masa, que tardan años en ser colonizadas de nuevo por la vegetación. Un evento
extremo puede causar incluso el abandono irreversible de tierras de cultivo, que continúan siendo erosionadas y que se convierten en importantes áreas fuente de sedimento. Diferentes estudios han precisado los efectos hidrológicos y geomorfológicos de eventos pluviométricos muy intensos, especialmente en la franja costera mediterránea, aunque también se han analizado algunos ejemplos en el interior. En general, las lluvias más intensas se relacionan con la actividad de bajas presiones del Mediterráneo, asociadas a las llamadas “gotas frías” de otoño. Lluvias que superan 200 mm en 24 horas son relativamente frecuentes y pueden ocurrir casi cada año en cualquier sector de Cataluña, Comunidad Valenciana, Murcia, Andalucía e Islas Baleares, siguiendo un patrón espacial muy aleatorio (Martín Vide, 1985; López Bermúdez & Romero Díaz, 1992-93; Poesen & Hooke, 1997). En los sectores montañosos más directamente afectados por esas “gotas frías” las precipitaciones pueden superar los 500 mm en 24 horas, como sucedió en el temporal del 6 al 8 de noviembre de 1982 en Cataluña, donde La Molina registró 556 mm(Gallart & Clotet, 1988), llegando incluso su influencia de forma excepcional más al oeste, de manera que en el Refugio de Góriz, ya en el Pirineo aragonés, se registraron 650 mm (Martí Bono & Puigdefábregas, 1983). Los efectos de esta avenida fueron bien estudiados por Gallart & Clotet, 1988) en el alto valle del río Llobregat, y por Martí Bono y Puigdefábregas (1983) y García Ruiz et al. (1983) en el Pirineo aragonés. Un estudio de síntesis fue publicado por Clotet et al. (1989). Para el alto Llobregat se señalaron importantes cambios en la llanura aluvial, con ampliación de la anchura del cauce hasta 60 m cerca de la localidad de Guardiola, cuando antes tenía menos de 20 m. En laderas ocurrieron diferentes tipos de movimientos en masa: un total de 611 flujos de derrubios (debris flows), 195 slumps, destacando el de Torrentsenta, casi 100 desprendimientos en bordes de terrazas de cultivo, 106 earth flows e innumerables caídas de rocas, ejemplo de lo que representa un evento extremo en áreas de fuertes pendientes. Un resultado llamativo fue que el 80% de los slumps y el 70% de los deslizamientos superficiales ocurrieron en áreas boscosas, poniendo en entredicho la eficacia del bosque en el control de movimientos en masa durante eventos pluviométricos de alta intensidad. Ese mismo evento en el Pirineo aragonés mostró una doble tendencia: aumento de las precipitaciones con la altitud y descenso progresivo hacia el oeste (García Ruiz et al., 1983), de manera que en la cabecera del río Cinqueta corresponderían a un periodo
de retorno de unos 200 años, mientras en la mayor parte de las cuencas del Aragón y del Gállego tendrían una recurrencia en torno a 5 años (Martí Bono & Puigdefábregas, 1983). Estos autores apuntaron numerosos efectos geomorfológicos de lluvias y avenidas, destacando la removilización general de sedimentos en el cono de deyección del barranco Remáscaro, en el alto valle del Ésera (con una caudal aproximado de 108 m3 s-1 para una cuenca de 34 km2 y la erosión lineal y lateral en los ríos Ésera, Cinca y Cinqueta. Los movimientos en masa afectaron sobre todo a depósitos cuaternarios (morrenas), frecuentemente abancalados, como fue el caso de Cerler, Plan y Gistaín, reactivando localmente algún movimiento en masa profundo y de gran envergadura, como el de Gistaín: formación de grandes grietas perpendiculares a la línea de máxima pendiente y deslizamientos superficiales que evolucionaron hacia flujos de derrubios. Pérez Cueva & Calvo Cases (1984) citan intensidades máximas de 95 mm en 150 minutos y de 110 mm en 60 minutos durante las lluvias torrenciales de los días 19 y 20 de octubre de 1982 en la región de Ayora, Valencia, donde algunos barrancos llegaron a registrar caudales específicos próximos a 40 m3 s-1 km-2. Durante este mismo evento la lluvia acumulada inmediatamente al oeste del embalse de Tous, en el río Júcar, superó los 500 mm, 320 mm al sur de Onteniente, 250 mm en Alicante, 200 mm en la cabecera del río Segura y, en cambio, sólo 80 mm en el entorno de la ciudad de Murcia (López Bermúdez & Gutiérrez Escudero, 1983). Las consecuencias fueron múltiples, aparte del derrumbamiento de la presa de Tous al no funcionar el sistema de apertura de compuertas: rotura de paredes en los bancales, inicio de acarcavamientos en los puntos de rotura, surcos de arroyada, remoción de la capa de labranza en algunos campos (con pérdida ocasional de hasta 80 cm: López Bermúdez & Gutiérrez Escudero, 1983), especialmente en los bancales de fondo de valle, incisión lineal en los cursos de órdenes inferiores, zapa lateral de las paredes de cauces y formación de los típicos depósitos de final de avenida en la llanura aluvial (Pérez Cueva & Calvo Cases, 1984; Carmona & Fumanal, 1985). Tormentas de menor intensidad y duración han sido también capaces de producir importantes pérdidas de suelo, como es el caso de la tormenta estudiada por Josa et al. (2002) en la cuenca experimental de Torre Marimón, cerca de Barcelona: Con una lluvia correspondiente a un periodo de retorno de sólo 6 años 888.6 mm) se produjo la pérdida de 19 toneladas por hectárea, con incisiones de hasta 15 cm con una densidad de 65 m ha-1. No obstante, las lluvias extremas, capaces de desencadenar intensos procesos erosivos y movimientos en masa de diferente envergadura, no son exclusivas del litoral
mediterráneo. El interior de la Península Ibérica e incluso la costa cantábrica y las islas Canarias pueden sufrir eventos de muy baja frecuencia con efectos catastróficos. Algunos ejemplos bastarán para reflejar su intensidad y consecuencias. 1.Quizás el ejemplo más conocido sea el de la avenida de Biescas, que en realidad tuvo lugar en el barranco de Arás, muy próximo a esa localidad. La avenida ocurrió el 6 de agosto de 1996, como consecuencia de unas lluvias de alta intensidad provocadas por la llegada de una masa de aire frío en altura superponiéndose a una masa cálida y húmeda en superficie, creando condiciones de inestabilidad que afectaron no sólo al Pirineo Central sino también a la Depresión del Ebro e incluso el Sistema Ibérico turolense. Estimaciones indirectas de García-Ruiz et al. (1996) proporcionaron intensidades de lluvia excepcionales, centradas en un pequeño sector de la cuenca de Arás (18 km2), donde probablemente cayeron entre 200 y 225 mm durante poco más de 1 hora, en un área de unos 4 km2. Hacia la cabecera de la cuenca no se estimaron más de 65 mm, con descensos progresivos en todas las direcciones. Con esa intensidad no resulta extraña la formación de una avenida extraordinaria cuyo alcance se vio reforzado por las condiciones topográficas y geomorfológicas de la cuenca: las fuertes pendientes aceleraron la concentración de las aguas, que en el último tramo del barranco atraviesan dos cordones morrénicos muy potentes y fácilmente erosionables, con una pendiente longitudinal próxima al 20%, por tratarse de un valle lateral colgado sobre la antigua artesa glaciar del valle del Gallego (García Ruiz et al., 1996; White et al., 1997; Benito et al., 1998; Gutiérrez et al., 1998; Alcoverro et al., 1999). El caudal punta de la avenida sólo pudo estimarse a partir de la sección mojada (con alturas de hasta 4 m) y de la velocidad, muy variable dada la rugosidad del lecho y su escalonamiento. Los resultados de los diferentes autores varían entre 300 y 600 m3 s1,
aunque muy probablemente el pico de crecida estuvo más cerca de la primera cifra
que de la segunda. Ese caudal, con la energía proporcionada por la fuerte pendiente longitudinal hizo que las aguas destruyeran súbitamente más de 30 presas de retención de sedimento que se habían construido en diferentes fases entre 1911 y 1960. Esa destrucción representó una aportación masiva de sedimento (entre 122,000 y 136,000 toneladas: García Ruiz et al., 1996), en forma de flujo hiperconcentrado (Gutiérrez et al., 1998; Alcoverro et al., 1999) que bloqueó la salida canalizada al cono de deyección y desvió las aguas hacia el sector en el que pocos años antes se había instalado un camping, con resultado de 87 muertos. Desde un punto de vista geomorfológico lo más destacado fue la acusada incisión en el lecho del barranco, el ensanchamiento del mismo
en algunos tramos, la apertura de un nuevo tramo de cauce de 150 m de longitud, 15 m de anchura y 20 m de profundidad, la formación de acumulaciones de bloques de origen morrénico, y algunos flujos de derrubios en las laderas, sorprendentemente pocos dado el volumen e intensidad de la lluvia (White et al., 1997). No hubo tampoco importantes fenómenos erosivos, salvo pequeños arranques en los muros de los bancales. La inmensa mayoría del sedimento procedió del propio cauce, incluyendo el depositado en las presas de retención de sedimento. Esta ausencia de erosión significativa debe atribuirse, sobre todo, al buen estado de conservación de la cuenca, con bosque denso en la mayor parte de las laderas, pastos subalpinos bien conservados cerca de las divisorias y prados aterrazados en los fondos de valle, de manera que la fuente principal de sedimento se encontró en el propio cauce. Por otro lado, los movimientos en masa no encontraron condiciones apropiadas, dado el elevado coeficiente de escorrentía (en torno a 0.9 o quizás más) y la escasa duración de la tormenta, lo que no favoreció la saturación del regolito. No existen registros de similar intensidad en otros puntos del Pirineo, si bien se conocen efectos geomorfológicos muy parecidos, como la avenida del torrente de JouLa Guingueta en noviembre de 1982 (Bru et al., 1984). Más recientemente, el 6 de mayo de 1999 se registró una lluvia de 70 mm en 10 minutos en dos observatorios muy próximos del valle de Aísa. El barranco afectado, con una cuenca de 78 hectáreas de superficie, experimentó un pico de crecida de 27 m3 s-1. Este evento tuvo un núcleo activo muy reducido espacialmente, confirmando que las lluvias más extremas presentan una distribución errática (García Ruiz et al., 2000) 2. Los días 26 y 27 de agosto de 1983 se desencadenaron igualmente lluvias torrenciales en Cantabria y el País Vasco, tras varios días de lluvias persistentes aunque menos intensas. Los registros disponibles hacen referencia a más de 500 mm en muchos puntos recogidos durante los dos días en varios puntos del interior de ambas comunidades, llegando a superar incluso los 700 mm en La Pinilla (García Cordón, 1984). Las condiciones en las que se produjo la precipitación son parecidas a las de Biescas, pero con mayor duración: masa de aire cálida y húmeda en las capas bajas de la atmósfera, favorecida por la presencia próxima del Cantábrico después de semanas de temperaturas elevadas, e irrupción de una masa fría en altura que provoca inestabilidad generalizada, acentuada por la complejidad orográfica y la gran energía de relieve entre la costa y los macizos del interior. Ugarte & González (1989) señalan que en la cuenca del río Oka (ría de Mundaka, Vizcaya) se alteró completamente el paisaje del fondo de
valle, con incisiones que arrastraron la carga de fondo acumulada en el cauce y acumulaciones locales de bloques, destruyendo molinos, puentes, muretes y afectando a caseríos y carreteras. (aludir a inundaciones, víctimas, leer Tesis de Paco Pellicer) García Cordón (1984) se centró en el estudio de las consecuencias de estas lluvias torrenciales en Cantabria y, especialmente en las laderas del valle del Pas más que en los cauces. En ese valle localizó 134 deslizamientos superficiales (localmente llamados argayos), con cicatrices de más de 5 m de anchura. De ellos, el 50.4% ocurrieron en prados, que sólo ocupan el 29% del territorio, mientras el 9.7% de los casos se dio en bosque, que cubre una superficie del 33.7%, reflejando en este caso el papel positivo del bosque en la protección de las laderas. 3. Los días 5 y 6 de noviembre de 1997 se produjeron lluvias torrenciales en gran parte de Extremadura, con 120 mm en Badajoz y 129 en Cáceres, que corresponden a un periodo de retorno de 200 años (Log-Pearson) o de 800 años (Gumbel) (Schnabel et al., 1998). Las consecuencias más graves ocurrieron en el Arroyo Rivillas, Badajoz, donde Moya et al. (1998) identificaron lóbulos de derrame próximos al cauce, formación de nuevas barras longitudinales con materiales arrancados aguas arriba, acanaladuras de hasta 50 cm de profundidad en la terraza baja por erosión del horizonte superior al paso de la avenida, y desarrollo de abanicos laterales, alguno de los cuales tiene su origen en cultivos de viñedo. Se estimó un caudal punta de avenida de 396 m3 s-1, para una superficie de …(Ortega Becerril et al., 1998). Esta misma tormenta fue estudiada por Schnabel et al. (1998) en la cuenca experimental de Guadalperalón, donde se registraron 135,4 mm de precipitación. La evolución de la cárcava del fondo del valle se venía estudiando desde 1990 por medio de perfiles transversales. La avenida de noviembre de 1997 fue responsable de la mayor parte de la erosión registrada durante el periodo de estudio, con incisiones y colapsos, sobre todo en el tramo inferior. 4. Existen otros ejemplos en el interior de España, menos conocidos por su carácter más local o por no ocasionar víctimas personales, pero que han sido estudiados por sus efectos erosivos. Así, en agosto de 1995 tuvo lugar una tormenta en Rielves (Toledo), con u n registro de 70 mm en 45 minutos. De Alba et al. (1998) cuantificaron las pérdidas por estimación del volumen ocupado por regueros y cárcavas (aunque fue imposible la estimación del arrastre producido por arroyamiento difuso). La pérdida durante este evento fue de 351.2 t ha-1 en parcelas de cultivo, que equivalen a 48 veces la tasa de erosión media obtenida en parcelas experimentales entre 1993 y 1997 en la
Estación Experimental de La Higueruela. Los autores llegan a la conclusión de que los episodios de elevada intensidad serían responsables de más del 84% de las pérdidas medias de suelo al año, particularmente en suelos agrícolas. De ahí la necesidad de largas series temporales para obtener tasas de cierta relevancia en parcelas experimentales. Otros eventos son resultado no de una tormenta, sino de catástrofes locales como roturas de presas o balsas. Batalla & Balasch (2001) estudiaron la rotura de la balsa de San Juan en Altorricón (Huesca), con un volumen vertido de 300,000 m3, un pico de caudal de 172m3 s-1 y un transporte de 3350 toneladas de sedimentos que formaron un cono de deyección al pie de la presa. Se desplazaron numerosos bloques con un eje b superior a 1200 mm. En este caso la rotura se debió a fugas hipodérmicas en la balsa, cuya presa se asentaba sobre materiales cuaternarios afectados por piping. García Ruiz et al. (2002) sintetizan los efectos hidrológicos y geomorfológicos de lluvias correspondientes a diferentes periodos de retorno en el Pirineo Central. Sus resultados, con las consiguientes correcciones, dan una idea de la importancia de la intensidad y volumen de las lluvias para explicar los cambios en la morfología de cauces y en la erosión de laderas. Basándose en eventos recientes e históricos clasificaron las lluvias en 5 grupos: (1)Eventos muy frecuentes correspondientes a un periodo de retorno inferior a 1 año, con registros ligeramente superiores a 50 mm en 24 horas y quizás más de 60-65 mm por encima de 1200 m. En este caso la lluvia muestra una baja variabilidad espacial que está ligada a la heterogeneidad del relieve. La respuesta hidrológica depende sobre todo de la intensidad de la lluvia y de las condiciones antecedentes de hum edad del suelo. La erosión tiene lugar sobre todo por arroyamiento difuso, con predominio del sedimento en suspensión. La carga de fondo se moviliza en cuencas deforestadas, con respuestas súbitas, y en grandes cuencas. (ii)Eventos frecuentes correspondientes a un periodo de retorno de 5 años, con 70 mm en 24 horas a 800 m, y más de 80 por encima de 1100m. La llanura aluvial queda completamente inundada y la mayoría de las laderas contribuyen con la generación de escorrentía al hidrograma de crecida. Las laderas se ven afectadas por deslizamientos superficiales que evolucionan hacia flujos de derrubios y por avalanchas de rocas. Los ríos transportan grandes cantidades de sedimento en suspensión que procede de cualquier parte de las cuencas. En cuencas de pequeño tamaños (del orden de unos pocos km2) la carga de fondo puede representar gran parte del sedimento
transportado hacia los cauces de orden mayor, de donde puede removilizarse durante eventos menos fredcuentes. Así, durante una lluvia en enero de 1996 en la cuenca de Arnás (valle de Aísa), la carga de fondo representó el 70% del sedimentol exportado, mientras el 16% fue sedimento en suspensión y el 14% solutos (González et al., 1997). (iii)Eventos raros, correspondientes a un periodo de retorno de 25 a 30 años. La precipitación registrada está entre 100 y 120 mm en 24 horas, con una moderada variabilidad espacial que está relacionada con la heterogeneidad del relieve. Las llanuras aluviales quedan completamente inundadas, dando lugar a intensos cambios en las estructuras sedimentarias y en la vegetación, mientras que los grandes conos de deyección mientras pequeños cambios morfológicos debido a la acumulación de flujos de derrubios en los ápices. Los ríos transportan grandes cantidades de sedimento, incluyendo una proporción importante de carga de fondo. Por ejemplo, durante una lluvia en octubre de 1987 en la cuenca experimental de Izas, se estimó una exportación total de 19.750 kg, de los cuales 17.000 kg fueron carga de fondo, 2000 kg en forma de solutos y 750 kg como sedimento en suspensión. (Díez et al., 1988). Los datos obtenidos en pequeñas cuencas experimentales revelan que durante estos eventos el transporte de sedimento puede representar más que todo el sedimento movilizado en 10 años (García Ruiz & Alvera, 1998; Alvera & García Ruiz, 2000).La consecuencia es que muchos cauces o tramos de cauces quedan agotados de sedimento durante años. En laderas, la consecuencia geomorfológica más importante es la formación de flujos de derrubios que afectan sobre todo a áreas antiguamente cultivadas o pastadas. Estudios sobre la distribución de flujos de derrubios han demostrado que se localizan principalmente en solanas, entre 800 y 1400 m s.n.m., en laderas cubiertas de matorral o bosque bosques submediterráneos abiertos (García Ruiz & Puigdefábregas, 1982; González et al., 1995; Lorente et al., 2002). Algunas cabeceras fluviales aparecen rellenas de enormes volúmenes de sedimento grueso y mal clasificado, debido a la llegada masiva de flujos de derrubios y la formación de flujos hiperconcentrados (Martínez Castroviejo & García Ruiz, 1990). (iv)Eventos muy raros, correspondientes a un periodo de retorno de 100 años. La precipitación está en torno a 130-160 mm en 24 horas en la mayor parte del Pirineo, con volúmenes superiores por encima de 1500 m. La lluvia acumulada en varios días puede superar los 300 mm, con una gran variabilidad espacial influida por la topografía (García Ruiz et al., 2000). El evento ya señalado del 6 al 8 de noviembre de 1982 es un ejemplo de las consecuencias geomorfológicas que se derivan de lluvias de muy baja
frecuencia y elevada magnitud: acumulación de grandes cantidades de sedimento grueso en los cauces, colapso de b,loques morrénicos que acceden a cauces secundarios, erosión lateral de derrubios de ladera, destrucción de tramos de carretera, movilización general de sedimento en abanicos aluviales semiactivos, formación de movimientos en masa de diferentes tamaños, reactivación de deslizamientos profundos y desarrollo de deslizamientos planares por encima del límite actual del bosque. (v)Eventos excepcionales, con un periodo de retorno desconocido por su rareza. Las lluvias superan los 200 mm en unas pocas horas o más de 500 mm en 24 horas. El área afectada por la lluvia más intensa es muy reducida, de sólo unos pocos kilómetros cuadrados, mostrando una distribución espacial errática sin relación con las características del relieve. La consecuencia es la formación de avenidas catastróficas que generalmente afectan a cuencas muy pequeñas, dando lugar a la destrucción de infraestructuras de cualquier tamaño, incluyendo presas de retención de sedimento, carreteras y puentes, intensa erosión lateral y vertical en los torrentes, desarrollo de grandes flujos de derrubios canalizados, como los que enterraron al Monasterio de San Adrián de Sasave en los siglos XIII y XVIII (Martí Bono et al., 1997).
9. LA EROSIÓN EN RELACIÓN CON LOS USOS DEL SUELO José M. García Ruiz Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza Los estudios sobre erosión en España han resaltado la importancia de los cambios de uso del suelo para explicar la pérdida de suelo en ambientes cultivados. En el fondo esto no es nuevo, pues la USLE y sus modificaciones posteriores incluyen a los usos del suelo como uno más entre los factores que componen la ecuación. Por otra parte, el Servicio de Conservación de Suelos de los Estados Unidos cuenta con una larga tradición en el estudio de la erosión en diferentes cultivos, como también diferentes servicios agronómicos de países africanos (Hudson, 1971). Sin embargo, la información disponible en España es fragmentaria y bastante parcial, siendo incompleta en muchos aspectos, al no haberse dado una iniciativa pública que, por medio de parcelas u otros procedimientos experimentales, estudiase las consecuencias hidrológicas y geomorfológicas de los cultivos más típicamente mediterráneos o sus alternativas recientes. Así, no hay trabajos sistemáticos que comparen, en similares condiciones de suelo, pendiente y exposición, la producción de escorrentía y sedimento de, por ejemplo, vid, cereal, olivo, pastos, girasol o almendro, durante el tiempo suficiente como para obtener tasas de erosión comparables entre sí y además orientativas de los efectos de los distintos cultivos. Aunque las relaciones entre cultivos y erosión y conservación de suelos han sido más objeto de estudio de agrónomos, tanto geógrafos como geólogos se han interesado de manera creciente por este problema en los últimos años al contemplarse como un asunto claramente ambiental. De hecho, la simple decisión de sustituir la vegetación natural por determinados cultivos o cambios en el uso del territorio (por ejemplo la expansión del viñedo o el almendro a costa de los cultivos cerealistas) introduce alteraciones profundas en el transporte de sedimento o en la dinámica de cauces, acelera o frena la degradación de los suelos e incluso desencadena la formación de cárcavas e incisiones no permanentes en las laderas o la contaminación de aguas superficiales y subterráneas. A lo largo de la Historia se han producido varios cambios en la explotación de un mismo territorio, que han tenido que ver con fenómenos unas veces culturales, otras demográficos y otras veces, en fin, mercantiles. Sin embargo, tales cambios han sido, en general, relativamente lentos y con frecuencia inapreciables, dada la tendencia a la
permanencia de los principales rasgos del paisaje mediterráneo. Las últimas décadas son las que han visto las transformaciones más profundas en la gestión, con la expansión del regadío (dominado por herbáceas, frutales o la horticultura) y de la vid, y en menor medida del almendro y el olivo, a costa la mayoría de las veces de los cereales de secano. También desde principios del siglo XX se han abandonado muchas tierras de cultivo, primero en las áreas de montaña y más recientemente en el secano, aunque por motivos bien diferentes. La mayor parte de los cambios que han tenido lugar en las últimas décadas han venido inducidos por el mercado o por la Política Agraria Comunitaria (PAC). En el primer caso, las oportunidades que proporciona un mercado globalizado han favorecido la expansión rápida de determinados sistemas de explotación y cultivos (por ejemplo, regadíos intensivos, viñedos). En el segundo caso, las subvenciones hacia determinados cultivos o para incentivar el abandono de tierras en secanos de muy baja productividad han dirigido el sentido de muchas empresas agropecuarias. Naturalmente, la agilidad de los mercados nacionales e internacionales actuales y la importancia de las subvenciones para la supervivencia de muchas explotaciones explican la rapidez con la que se han producido los cambios de uso del suelo. Además hay que añadir la expansión de terrenos urbanizados tanto en las áreas costeras como del interior (particularmente en zonas de montaña y en las proximidades de los centros urbanos, a veces con radios de influencia de decenas de kilómetros, como son los casos de Madrid, Barcelona, Valencia o Zaragoza). Esta expansión representa la sustitución drástica de cultivos, eriales o matorrales por superficies asfaltadas, lo que tiene repercusiones hidrológicas de envergadura aún escasamente estudiadas en España. Una parte importante de los estudios sobre los efectos hidromorfológicos de los cambios de uso del suelo en España se han centrado en el funcionamiento de los sistemas tradicionales de gestión del territorio y en el abandono de tierras de cultivo. Otros trabajos se circunscriben a los cultivos típicamente mediterráneos (cereales, vid y olivo), al regadío (sobre todo las cuestiones referentes a la exportación de solutos), la ganadería y la urbanización de espacios rurales o rururbanos. 9.1. El sistema agropecuario tradicional y sus consecuencias erosivas En el capítulo 6 se ha hecho referencia a la erosión histórica, particularmente relacionada (aunque no siempre) con determinadas actividades humanas. La información incluida en ese capítulo procede de diferentes señales geomorfológicas,
tales como sedimentos en lagos, grandes movimientos en masa, desarrollo de deltas y conos de deyección o distintas fases de acumulación e incisión en valles holocenos. A continuación se presentan datos más experimentales, que dan una idea de las consecuencias de diferentes usos del suelo que han dominado en muchas áreas de montaña en España hasta bien entrado el siglo XX. Lo que sabemos del sistema agropecuario tradicional se resume en la necesidad de proporcionar sustento a toda la población en condiciones de baja productividad y escaso (o moderado) intercambio con mercados regionales o nacionales. Para la mayor parte de los habitantes, el mercado no era un objetivo en sí mismo, sino el resultado de la existencia de excedentes con los que disponer de recursos monetarios que permitían hacer frente a situaciones excepcionales o adquirir bienes no producidos en la unidad familiar. Esa dependencia de la producción local tiene muchas repercusiones ambientales, la más importante de las cuales es el progresivo incremento del espacio cultivado a costa del bosque o de las formaciones de matorral a medida que aumenta la población, siguiendo un patrón de ocupación del territorio ya conocido (Lasanta, 1989): En los valles pirenaicos se ocuparon primero los fondos de valle próximos a los asentamientos, también los conos de deyección escasamente funcionales y los rellanos colgados de origen glaciolacustre. Posteriormente se cultivaron también laderas cada vez más pendientes, en concavidades con suelos profundos y relativamente elevada productividad. Finalmente, cuando la presión demográfica alcanzó sus valores más elevados (hacia mediados del siglo XIX) se llegaron a cultivar laderas rectilíneas muy pendientes y convexidades de suelo poco profundo. En un medio con una topografía tan hostil como los valles del Pirineo aragonés, Lasanta (1989) ha estimado que la superficie cultivada en el máximo histórico llegó a representar el 28% de la superficie situada por debajo de 1600 m, que sería el límite altitudinal para una condiciones climáticas aceptables para el cultivo del cereal. En el Sistema Ibérico riojano, Moreno Fernández (1995) ha comprobado la existencia de una reactivación de las roturaciones y cultivos, a veces en laderas pendientes, como consecuencia de las desamortizaciones del siglo XIX y la crisis de la industria textil en núcleos como Enciso o Munilla. Claro está, cuanto más difíciles eran las condiciones topográficas en que se cultivaba, más largos eran los barbechos. En casos extremos se llegaba a cultivar mediante sistemas nómadas o itinerantes (shifting agriculture), que consistían en el desbroce de una ladera o parte de ella, la acumulación de las matas en montones que se cubrían de tierra para favorecer su combustión lenta y evitar así la volatilización de una
elevada cantidad de nutrientes. Las cenizas resultantes se distribuían por la parcela roturada a modo de abono (Lasanta et al., 2006), siguiendo un procedimiento similar en el Pirineo (articas, artigas), en Asturias y Galicia (rozas) (Soto et al., 1995) y seguramente en buena parte del Sistema Ibérico (roturos o enclavados) (Calvo Palacios, 1977). La parcela se cultivaba con cereales durante 2 o 3 años y se abandonaba en un barbecho muy largo que podía durar entre 20 y 30 años, para volver a repetir el proceso de desbroce y cultivo. Es fácil deducir que este tipo de campos recibía escasos cuidados y, desde luego, no existía ninguna preocupación por crear estructuras de conservación del suelo (muros de retención de sedimento en la parte baja, drenajes para el desvío de las escorrentías superficiales). Los estudios llevados a cabo por Lasanta et al. (2006) y Soto et al. (1995) en el Pirineo y Galicia, respectivamente, demuestran que la agricultura nómada ha tenido consecuencias muy negativas para la conservación del suelo y que, muy probablemente, es responsable del deterioro paisajístico que todavía hoy se observa en muchas áreas de montaña mediterránea (García Ruiz & Valero Garcés, 1998). AQUÍ EJEMPLO PIRINEO. Soto et al. (1995) prepararon dos parcelas de 20x4 m, en una pendiente del 30%. Una tercera parcela quedó como testigo de la vegetación original (Ulex europaeus). Los resultados obtenidos indican que la agricultura de rozas incrementó la disponibilidad de fósforo en el suelo y, en menor medida, de otros nutrientes, aunque ese aumento se limitó a la superficie. La pérdida de suelo en las rozas fue de 45.7 y 57.2 Mg ha-1, mientras que la parcela no alterada perdió 1.4 Mg. De igual forma, el coeficiente de escorrentía estuvo en el primer caso entre 0.08 y 0.12, y en el segundo en 0.02. Después de 9 meses el contenido en nutrientes del suelo cayó a niveles similares a los anteriores a la quema del matorral. Los autores sugieren que, al realizarse en septiembre las labores de preparación de las rozas, las lluvias de octubre provocan pérdidas muy elevadas de nutrientes. Otro rasgo importante de este sistema agropecuario era el predominio de los cereales, incluso en Galicia y la cornisa Cantábrica, donde las “erías” se localizaban en el entorno de los pueblos, quedando los prados en los lugares más alejados. La agricultura, incluso en áreas de montaña húmeda y subhúmeda, estaba destinada abastecer a la población local. El ganado aprovechaba los rastrojos y barbechos, y los prados ocupaban superficies muy pequeñas. Para alimentar al ganado en invierno ya existía el sistema trashumante, que fue un descubrimiento natural que se remonta como
mínimo al Neolítico (Gardes, 2001). Con la trashumancia se evitaban los periodos de escasez o los desequilibrios entre recursos estivales e invernales, de manera que los ganaderos montañeses cargaban sobre las tierras llanas (Depresión del Ebro, Extremadura, valle de Alcudia, Valencia) la responsabilidad de alimentar a los rebaños (sobre todo ovinos, más excepcionalmente vacunos) durante la estación invernal que era la más limitante en montaña. Este sistema representa una gran adaptación de la cultura y las sociedades humanas a las condiciones ambientales, pero tiene un problema grave: la combinación de laderas pendientes y cultivos cerealistas es poco compatible con todo lo que hoy se sabe sobre conservación del suelo, y sólo podía resolverse parcialmente mediante la construcción de bancales o terrazas de cultivo. Las terrazas son estructuras construidas en las laderas mediterráneas (también en otras regiones de la Tierra, como el Asia Monzónica y los Andes, particularmente en Perú) para favorecer la infiltración, mejorar las condiciones en que se efectúan las labores agrícolas y controlar la pérdida de suelo. El modelo más común de terraza consiste en un rellano delimitado hacia aguas abajo por un salto cuyo desnivel depende de la pendiente general de la ladera. Esta última se convierte finalmente en una sucesión de rellanos y escalones que transforman la topografía original y la distribución del suelo. En su parte más interna la terraza cuenta con un suelo muy delgado, que en ciertos casos puede favorecer la saturación y crear situaciones de encharcamiento temporal (Llorens et al., 1992), mientras que hacia el borde externo el espesor del suelo puede llegar a varios metros. La anchura de la terraza depende también de la pendiente de la ladera, de manera que, en general, las laderas de fuerte pendiente cuentan con bancales muy estrechos que siguen las curvas de nivel y acusados desniveles entre bancales. En cambio, en concavidades de baja pendiente la superficie de los bancales puede ser mucho mayor, separados por pequeños saltos que contribuyen a reducir la pendiente longitudinal y la velocidad de las escorrentías. En ocasiones las terrazas no son totalmente llanas, sino ligeramente pendientes. Los saltos pueden estar forrados por un muro de piedra seca más o menos grueso que contribuye a frenar la tendencia natural a la caída, o pueden estar recubiertos por hierba y matorrales, acompañados aquí y allá por algunos árboles. Naturalmente, la distribución del suelo en la ladera ha sido intensamente alterada por el hombre. En no pocos casos se ha llegado a transportar tierra desde los fondos de valle (aluviones finos) para rellenar los bancales. La artificialidad de este sistema se
completa con la derivación de las escorrentías fuera de los bancales o hacia posiciones marginales. En las montañas mediterráneas la construcción de bancales es una respuesta frente a la intensidad de las lluvias, las fuertes pendientes y la escasez de tierras llanas. Con el crecimiento demográfico se cultivaron laderas cada vez más pendientes, cuyo mantenimiento hubiera sido imposible dada la erosividad de las lluvias. Por otro lado, la planitud o suave inclinación de los bancales favorece la infiltración del agua de lluvia y aumenta la disponibilidad de agua en el suelo. Sin embargo, la construcción de terrazas no afectó a todas las montañas españolas. En algunos casos las laderas fueron ocupadas por campos adaptados a la forma y pendiente de la ladera, a veces con un ligero abancalamiento en la parte inferior. En general, estos campos pendientes coinciden con áreas de precipitaciones abundantes, como Galicia, la Cornisa Cantábrica y el tercio occidental de los Pirineos, aunque también aparecen en lugares más secos, como el Sistema Ibérico aragonés o buena parte de las Béticas, quizás relacionados con repoblaciones de gentes venidas del norte y noroeste de España. (COMENTAR TABLA DE LIBRO AZUL SOBRE TIPOS DE CAMPOS) Los incendios y el consumo de madera y leñas contribuyeron también notablemente a la transformación de la cubierta vegetal. Así, los bosques naturales han desaparecido de gran parte de España, sustituidos por campos de cultivo o por formaciones de matorrales de sustitución más o menos degradados, lo que explica la amplia extensión ocupada por coscojares, romerales, tomillares o jarales, a veces densos y a veces dejando una parte del suelo desprotegido. En las áreas de montaña, en los momentos de mayor presión, el bosque y los matorrales densos quedaron relegados a lugares poco accesibles o a verdaderas reservas que aseguraban, mediante estrictas medidas de aprovechamiento, la extracción de leña, la caza o el refugio del ganado mayor en invierno (boalares pirenaicos). Pero el resto era espacio cultivado, con barbechos de diferente duración y formaciones herbáceas que se utilizaban directamente por el ganado y que se quemaban con frecuencia (sobre todo a principios de primavera) a medida que el matorral penetraba en ellas. En algunos lugares la presión sobre el bosque ha llegado hasta nuestros días, incluso aunque la densidad demográfica se haya relajado mucho en las últimas décadas. Así, en La Rioja se han roturado carrascales de Quercus ilex rotundifolia (Q. Ilex ssp. Valota) a principios del siglo XX en los glacis que dominan la localidad de Cenicero (García Ruiz & Arnáez, 1987). La progresiva eliminación de carrascales en La Rioja para favorecer el cultivo de cereales o, más aún,
de viñas (Manzanares, 1987), demuestra una vez más que el mercado ha pasado a ser el principal regulador de la gestión del espacio en los países desarrollados. El espacio se explotó, pues, muy intensamente y su grado de conservación estaba muy relacionado con su potencialidad productiva, de manera que los mejores suelos, aquellos que resultaban claves para el sistema de producción, se protegían frente a la erosión o se restauraban si se veían afectados por deslizamientos o por la acción torrencial de los barrancos. En ese caso estaban los bancales, los campos localizados en los fondos de valle, conos de deyección, rellanos glaciolacustres, pies de vertientes. Pero el resto del territorio era utilizado de manera indiscriminada, sin más medidas de conservación que algunas precauciones razonables (por ejemplo, tratar de evitar que los incendios alcanzasen proporciones incontrolables; o la construcción de pequeños muros en el límite inferior de los campos pendientes). Por ello, se ha tendido a considerar que el sistema tradicional de gestión del territorio ha intensificado los procesos de erosión y de transporte de sedimento (García Ruiz, 1990 y 1997), a la vez que ha contribuido a modificar la morfología y dinámica de los cauces fluviales. A estos últimos se hace referencia en el capítulo 12. Los efectos erosivos de la explotación del territorio durante el sistema tradicional se aprecian bien en el paisaje: laderas descarnadas, aumento de la pedregosidad superficial, eliminación de extensos dominios forestales y matorrales aclarados en etapas muy degradadas. Pero además esa erosión se ha confirmado mediante estaciones y cuencas experimentales. La Estación Experimental “Valle de Aísa”, en el Pirineo aragonés, lleva estudiando la producción de escorrentía y sedimento bajo diferentes usos del suelo desde el año 1991. Una parte muy importante de los trabajos que se han llevado a cabo en esta estación se han enfocado a las actividades tradicionales, particularmente el funcionamiento hidromorfológico de los cultivos cerealistas en laderas (así como su alternancia con barbechos) y de la agricultura itinerante. En comparación con otros usos del suelo (prados, matorral denso, cultivos abandonados y en fase de recolonización vegetal), los cultivos en laderas se mostraron francamente erosivos con pérdidas de suelo más de diez veces superiores al matorral denso, por ejemplo (García Ruiz et al., 1995). Las diferencias son también muy grandes en cuanto a generación de escorrentía, de manera que las áreas cultivadas en laderas producían mucha más agua y además más cargada de sedimento (Fig. …). (NUTRIENTES y SHIFTING AGRICULTURE).
Aparentemente, los bancales presentaban menos problemas para su conservación mientras estuvieron en cultivo. Sin embargo, su mantenimiento era aún más problemático. No debe olvidarse que cuanto más intensa es la transformación de una ladera (y no cabe duda de que la construcción de terrazas en laderas pendientes lo es), mayor es la energía que es necesario invertir para su mantenimiento. La existencia de un suelo de varios metros de espesor en el borde del bancal, la tendencia a favorecer la infiltración al reducir la escorrentía superficial y el consiguiente aumento de peso favorecían los desplomes en los saltos de la terraza, con caída de parte del muro y de suelo. Los periodos de lluvias más intensas o voluminosas provocaban numerosos movimientos en masa de pequeña envergadura, que era necesario reparar de inmediato para evitar que se convirtieran en una vía de concentración de escorrentía superficial y de abarrancamiento. [Ver libro suizo, artículo Geografiska Annaler, MRD con Blas, MRD de Poyatos; San Adrián] 9.2. Las consecuencias del abandono de tierras de cultivo En toda España, pero sobre todo en las áreas de montaña, uno de los rasgos más destacados de la evolución de la agricultura y del paisaje agrario en el siglo XX es el abandono de una proporción muy elevada de las tierras de cultivo. En montaña esa tendencia general al abandono se debe fundamentalmente a dos razones muy concretas: (i)La fuerte despoblación que ha tenido lugar en el medio rural desde principios del siglo XX y más todavía desde los años 60 de esa centuria ha relajado la presión sobre los campos de cultivo. Se dejó primero de practicar la agricultura itinerante (que, no obstante, aún prolongó su actividad en algunos lugares de Galicia hasta el último tercio del siglo XX). Más tarde se abandonaron los campos situados en lugares menos accesibles, más alejados de los núcleos de población y en peores condiciones topográficas, luego los bancales y finalmente casi todo el espacio agrícola, siguiendo un proceso bien estudiado por Lasanta (1989). (ii) La mecanización de las labores agrícolas ha representado igualmente otro factor de discriminación entre campos de cultivo y campos abandonados. En la actualidad, salvo muy contadas excepciones, sólo se cultivan las parcelas en las que puede entrar maquinaria, es decir, disponen de una vía de acceso, no superan determinado umbral de pendiente (…%) y además tienen tamaño suficiente como para que esa maquinaria pueda maniobrar y para que sea rentable su utilización. Con esas
condiciones es evidente que casi toda la agricultura de montaña está abocada al abandono: la mayor parte de los bancales carece de pistas de acceso y es de muy reducidas dimensiones; los campos en pendiente son muy difíciles de trabajar y en todo caso escasamente rentables. La consecuencia es que tanto en Galicia, como en la Cornisa Cantábrica, en los Pirineos y en el Sistema Ibérico noroccidental las laderas antiguamente cultivadas se han abandonado por completo o se han transformado de manera más o menos espontánea en prados de diente, es decir, de aprovechamiento directo por parte del ganado. Los cultivos se ciñen a los mejores suelos, en los fondos de valle (terrazas medias y bajas, a veces con posibilidades de regadío) y conos de deyección poco activos. Incluso muchos de los rellanos glaciolacustres pirenaicos se han abandonado por su alejamiento o difícil accesibilidad. Además, los cultivos cerealistas han quedado postergados en favor de los prados de siega, lo que contribuye mucho a la conservación del suelo (García Ruiz & Lasanta, 1990). En otras montañas españolas el abandono afecta también a gran parte del territorio, pero algunos campos en pendiente se han seguido cultivando porque las condiciones climáticas son más favorables, permitiendo una mayor gama de aprovechamientos con salida comercial. Así, en el Sistema Ibérico aragonés se cultivan cerezos y almendros en campos pendientes, como también en valles meridionales del Sistema Central (valle del Jerte, como ejemplo más conocido). El almendro se ha extendido mucho en las sierras meridionales, y otros frutales colonizan las partes bajas de las laderas en la Comunidad Valenciana a condición de que se puedan regar. El olivo también asciende por laderas, a veces abancaladas, en el Sistema Ibérico y las cordilleras Béticas. En las llanuras también se han abandonado muchas tierras de cultivo, pero las causas han sido muy diferentes. Aunque la presión demográfica también ha disminuido y en muchas explotaciones la agricultura es sólo una actividad complementaria o a tiempo parcial, la razón del abandono ha sido la Política Agraria Comunitaria (PAC). Esta última, para reducir los excedentes agrícolas y, más secundariamente, para favorecer la conservación de los suelos y mejorar su balance hídrico, subvencionó la retirada de tierras (set-aside) desde principios de los años 90 del pasado siglo, tanto en secano como en regadío. La pregunta inmediata que surge ante este proceso es ¿cuáles son los efectos hidrológicos y geomorfológicos del abandono de tierras de cultivo? La respuesta admite
muchas variaciones y depende de muchos factores. En general se acepta que el abandono favorece una reducción de la erosión y de la escorrentía, tal como se ha comprobado experimentalmente. Pero no siempre es así, pues depende de las condiciones climáticas y del tipo de gestión a que se sometan las laderas tras ese abandono. Los primeros estudios sobre las consecuencias hidromorfológicas del abandono de tierras de cultivo se llevaron a cabo en el Pirineo Central, donde de manera más acusada se habían dejado de cultivar las laderas. En algunos valles los cambios producidos por el descenso de la presión demográfica y el abandono de tierras han sido espectaculares. Así, por ejemplo, en el valle de Borau (cuenca superior del río Aragón), se pasó de 460 habitantes en 1910 a … en 2001, con una densidad actual de 1.7 habitantes por km2. El análisis de fotografías aéreas permite comprobar que en 1957 se cultivaba aproximadamente el 43% de la superficie del valle, el 4.9% en 1978 y el 1.7% en 2000, limitándose los campos de cultivo exclusivamente al fondo del valle. Entre 1911 y 2000 la presión ganadera también descendió de 817 a 219 Unidades de Ganado Vacuno (Lasanta et al., 2005). En el conjunto de las cuencas altas del Aragón y del Gallego (1470 km2 en total), Lasanta (2007) demostró que la superficie cultivada llegó a representar históricamente hasta el 23% del total. En la actualidad no llega al 6% del total. El resto ha pasado a bosques (66%), formaciones de matorral (…%) y prados de diente (…%). Es evidente, por lo tanto, que el abandono de tierras afectó a lo largo del siglo XX a una superficie muy extensa, con importantes repercusiones sobre la dinámica de vertientes, la generación de escorrentía y la erosión del suelo. Otros sectores del Pirineo muestran una evolución muy parecida. Así, en el Parque Natural de Cadí-Moixeró, Pirineo catalán, Molina (2002) ha comprobado un avance espectacular de la vegetación natural sobre antiguos campos de cultivo y áreas de pastoreo: Si en 1900 el espacio agrícola representaba el 11.3% de la superficie total, en 1999 había quedado limitado al 0.1%. En ese mismo intervalo de tiempo el espacio forestal progresó desde el 27.5% al 55.2%. Ruiz Flaño (1993) estudió en detalle los procesos geomorfológicos dominantes en campos abandonados en pendiente, en relación sobre todo con las características de la cubierta vegetal y con la edad de abandono. Como habían hecho ya otros autores en ambientes muy diferentes, esta autora comprobó que durante los 10 primeros años el campo abandonado iba siendo colonizado por herbáceas, y después por matorrales que empezaban a ser dominantes a partir de 15 a 20 años, formando comunidades muy
densas hacia los 25 o 30 años. El paso a bosque podía retrasarse mucho en función de la calidad de los suelos. En todo caso, la velocidad con que se avanzaba en cada una de estas fases era muy variable y dependía en gran medida de la presión ganadera posterior al abandono. Así, la presencia de pastoreo mantenía la cubierta de herbáceas durante mucho tiempo, mientras que su ausencia facilitaba la penetración del matorral desde los bordes del campo. Por medio de transectos geomorfológicos, Ruiz Flaño et al (1992) y Ruiz Flaño (1993) estudiaron la mayor o menor presencia de procesos geomórficos en campos abandonados en relación con la edad de abandono. Los resultados demuestran que los campos más antiguos (con más de 70 años de abandono) presentan los deterioros más graves, con predominio del pavimento de piedras en superficie (prueba de una intensa erosión que ha eliminado parte de los horizontes edáficos), frecuentes incisiones, descalzamientos de pies de matorral e incluso pequeños movimientos en masa. En el extremo opuesto, los campos de abandono más reciente están afectados sobre todo por arroyamiento difuso. ¿Cuál es la razón de ese deterioro en los campos de abandono más antiguo? Ruiz Flaño et al. (1992) exponen dos interpretaciones: (i)Tras el abandono se instalan progresivamente procesos de erosión cada vez más activos siguiendo un continuum evolutivo que exporta suelo y aumenta la pedregosidad, favoreciendo la implantación de geoformas que requieren tiempo, como las incisiones. Sin embargo, esto contrasta con lo observado en el campo: lo habitual es que la colonización vegetal sea progresivamente más densa y más compleja tras los primeros años de abandono, hasta alcanzar una cubierta de matorral que frena la generación de escorrentía y la erosión. Así se ha comprobado en la Estación Experimental “Valle de Aísa”, donde la parcela de matorral denso tiene pérdidas despreciables de suelo (equivalentes a … toneladas ha-1 año-1) (García-Ruiz et al., 1995; Lasanta et al., 2006). Al contrario, las evidencias de que se dispone sugieren que la erosión es progresivamente menor a medida que pasa el tiempo y avanza la colonización hacia etapas más maduras, aunque ello contrasta con el hecho de que los campos más antiguos estén muy deteriorados. (ii)Otra posibilidad es que los campos abandonados hace más de 70 años correspondan a los de peor calidad. Lasanta (1988 y 1989) demostró que el proceso de abandono estaba muy relacionado con las condiciones topográficas y con la distancia respecto a los núcleos de población, de manera que los primeros campos que se
abandonaron se localizaban en laderas convexas o rectilíneas, con poco suelo, en general muy alejados de los pueblos, correspondiendo a veces a parcelas de agricultura nómada, con pocas estructuras de conservación del suelo, lo que habría dado lugar a una intensa erosión y aumento de la pedregosidad incluso cuando el campo estaba todavía en activo. Esta es una realidad demostrada experimentalmente en la Estación Experimental “Valle de Aísa”, donde los campos de cultivo sujetos a agricultura nómada soportan las pérdidas más elevadas (Lasanta et al., 2006). Sin embargo, esta explicación no es suficiente: En algunos campos abandonados a principios del siglo XX, con un elevado grado de deterioro y elevada pedregosidad superficial persisten áreas con suelo relativamente bien conservado, con pies de matorral e incluso con pinos. Por otro lado, no es imaginable que estos campos antiguos hubieran sido cultivados hasta alcanzar un grado de deterioro tan extremo. Se trata, por lo tanto, de un problema muy complejo que no es lineal en el tiempo: la evolución de la colonización vegetal indica un progresivo descenso de la erosión a medida que aumenta la colonización vegetal, pero sin embargo los campos abandonados más antiguamente son los más deteriorados. Ruiz Flaño et al. (1992) interpretan este fenómeno como consecuencia de las interacciones entre colonización vegetal y gestión humana tras el abandono. Los campos abandonados fueron utilizados por el ganado hasta el último tercio del siglo XX, y la expansión del matorral chocaba con el pastoreo. Por ello, el matorral era periódicamente quemado, aumentando temporalmente la erosión laminar severa y algunos procesos extremadamente activos (rigolización, flujos de piedras), hasta que de nuevo penetraba el matorral y se frenaba la erosión. La repetición de este fenómeno es, muy probablemente, la causa de la degradación de algunos campo, tal como sugiere la Fig. … (Fig. 3 de Catena, 1992), en la que se representa la evolución de la cubierta vegetal, la producción de sedimento y la pedregosidad en relación con la utilización del fuego: La erosión alcanza su valor mínimo cuando el matorral cubre todo el campo. El uso del fuego para mejorar la calidad del pasto provoca un súbito aumento de la erosión hasta que de nuevo la colonización por matorral reduce la actividad geomorfológica. Se trataría, por lo tanto, de un proceso recurrente que deteriora de forma progresiva al suelo, aumentando la pedregosidad hasta alcanzar los niveles actuales de degradación. Afortunadamente, el uso del fuego como mecanismo de gestión de la vegetación ha quedado prácticamente excluido, en gran parte debido al descenso de la presión ganadera.
El abandono de tierras de cultivo fue similar o incluso más intenso en algunos valles del Sistema Ibérico. Por ejemplo, en los valles del Leza, Jubera y Cidacos (La Rioja) el abandono afecta al 95-97% del espacio agrícola, en el valle del Oja al 71%, en el valle del Najerilla al 78% y en el valle del Alhama al 57% (Arnáez & Ortigosa, 1997). También aquí se han producido grandes cambio paisajísticos, pues el 15.8% de los antiguos campos ha pasado a pastos, el 12.1% a repoblaciones forestales, el 15% a bosques naturales y el 53.2% a matorral. En este caso, García Ruiz et al. (1988), Arnáez et al. (1992), Arnáez & Ortigosa (1997) y Lasanta et al. (2001) se centraron en el estudio de la evolución geomorfológica de bancales, que llegaron a representar cerca del 40% del espacio agrícola. Lasanta et al. (2001) seleccionaron 86 terrazas en el valle del Jubera y confirmaron que el proceso más importante en terrazas abandonadas es el colapso de los muros por pequeños deslizamientos (volumen medio; 3.3 m3), con un promedio total de 38.8 m3 100 m-1. La mayor densidad de deslizamientos se observó en las laderas cóncavas y, sobre todo, en la parte baja de las laderas, donde tiende a acumularse más agua y a alcanzarse condiciones de saturación que favorecen la ocurrencia de movimientos en masa. Una vez producido el deslizamiento, el pisoteo por parte del ganado, el impacto de las gotas de lluvia y el arroyamiento superficial hacen de las cicatrices un lugar preferente de erosión. García Ruiz et al. (1988) mostraron que la densidad de desprendimientos en el muro de los bancales se relaciona de forma positiva con la pendiente de la ladera (que a su vez explica la altura del salto del bancal), y de forma negativa con la densidad de la cubierta vegetal, que es sobre todo indicadora de la calidad de la parcela. Ya a principios de la década de los 90 los desprendimientos afectaban al 23% de la longitud de los muros, lo que da idea de la importancia de este proceso y del consiguiente deterioro paisajístico (Arnáez et al., 1992). En la parte llana de la terraza predomina la ausencia de erosión (casi el 60% del total) seguida por el arroyamiento difuso débil. Lasanta et al (2001), por medio de simulaciones de lluvia, comprobaron el diferente comportamiento hidrológico de los rellanos en función de la intensidad del pastoreo: en terrazas intensamente pastadas la respuesta hidrológica es muy rápida, el frente de humectación es muy poco profundo y el coeficiente de escorrentía es el triple que el de terrazas ligeramente pastadas. De igual forma, la concentración de sedimento es casi el triple, y la tasa de erosión es cuatro veces mayor en el primer caso que en el segundo. La degradación de laderas abancaladas es igualmente intensa en ambientes más mediterráneos. En la vertiente sur de la Sierra de Mirant (extremo norte de la provincia
de Alicante), a 500 m s.n.m., Rodríguez Aizpeolea et al. (1991) estudiaron la escorrentía y la erosión en bancales con diferente edad de abandono (1, 5, 10 y 20 años) mediante simulación de lluvia (55 mm hr-1). Los resultados muestran que tanto la escorrentía como la concentración de sedimento es mayor en los bancales de abandono más reciente, con descenso progresivo a medida que avanza la colonización vegetal. También en ambiente mediterráneo, Pallarés Bou (1994) estudió la evolución de bancales en la cuenca del río Bergantes (prov. de Castellón), confirmando la importancia de los deslizamientos con plano rotacional, y también la influencia de la escorrentía subsuperficial, que drena suelo a través del muro del bancal y puede propiciar el desarrollo de piping y, finalmente acelerar los movimientos en masa. Este autor desbarata la idea de que la función de los muros de los bancales sea contener el empuje del terreno, pues por sus características apenas proporcionan defensa frente a los deslizamientos. En cambio, los muros protegen la superficie del talud frente a la erosión, aspecto muy importante durante lluvias intensas, durante las cuales el agua salta de un bancal a otro y podría provocar la aparición de incisiones y cárcavas. Una situación bien diferente fue la analizada por Ruecker et al. (1998) en el Maestrazgo (Castellón y Teruel), donde las terrazas representan el 21% de la superficie total, estando en más del 90% abandonadas en la actualidad. Estos autores demostraron que en terrazas sobre sustrato calizo la materia orgánica del suelo se regeneró en 20 años, paralelamente a la colonización vegetal. La estimación de la erosión mediante la USLE arrojó valores de baja a media intensidad, oscilando entre 2.2 Mg ha-1 año-1 en los primeros años tras el abandono, y 0.6 Mg ha-1 año-1 tras el establecimiento de la vegetación. De todas formas, esta estimación es sólo indicativa, pues no incluye la erosión lineal ni los movimientos en masa tan frecuentes en los bordes de los bancales . La evolución de las terrazas ha sido también tema de estudio por parte del grupo dirigido por F. Gallart en el Institut de Ciencies de la Terra “Jaume Almera”. La monitorización de una red de cuencas experimentales en el Alto Llobregat ha permitido controlar la variabilidad espacial y temporal de la generación de escorrentía y la erosión en terrazas abandonadas. Este grupo se planteó estudiar el papel de las terrazas de cultivo en la infiltración, la formación de reserva de agua en el suelo, la distribución de las áreas de contribución parcial y la forma del hidrograma, así como las consecuencias geomorfológicas del abandono de las terrazas (Gallart & Llorens, 1994). En la cuenca de Cal Parisa, Llorens et al. (1992) comprobaron que la parte interna de las terrazas abandonadas tiende a saturarse con facilidad durante la estación húmeda, convirtiéndose
en las principales áreas de generación de escorrentía. Las razones de esa saturación son sencillas: La construcción de las terrazas hace que los horizontes inferiores del suelo, menos permeables, aparezcan al descubierto en la parte interna de las terrazas; por el contrario, la parte externa, con suelo muy profundo, tiende a ser más permeable, de manera que el agua infiltrada tiende a aflorar al pie del bancal, aumentando la probabilidad de que las partes internas se saturen. En este ambiente, Llorens et al. (1992) demostraron que la producción de sedimento es muy baja, confirmando que el aterrazamiento es un sistema eficaz de conservación del suelo, capaz de amortiguar el transporte procedente de áreas más activas. Josa & Roda (1994), también en la cuenca de Cal Parisa, estudiaron las características del suelo en la parte interna y externa de varias terrazas, confirmando que el sector interno está saturado durante gran parte del año. La parte interna cuenta con un horizonte A muy rico en materia orgánica, pero disminuye rápidamente en profundidad, y además la conductividad hidráulica es muy baja. Por el contrario, el sector exterior no tiene problemas de saturación, tiene menos materia orgánica en superficie pero su incorporación ha sido más eficiente, pues se mantienen valores de casi el 3% a 80 cm de profundidad. Gallart & Llorens (1994) indican además que la construcción de un paisaje de terrazas implica el trazado de una red de canales para derivar las aguas de lluvia. Esto favorece la rápida concentración de la escorrentía, la aceleración de la velocidad del flujo y el aumento de los picos de descarga de la cuenca. En contrapartida, el drenaje de las terrazas reduce el riesgo de movimientos en masa. Lamentablemente, el abandono de las terrazas implica también el abandono de los sistemas de drenaje, lo que incentiva la saturación y, en ocasiones, los movimientos en masa en la parte externa de la terraza. Esta evolución es la misma que se ha descrito en los bancales abandonados del valle de Guiniguada, en Gran Canaria, donde los desprendimientos son relativamente frecuentes en los bancales llanos, mientras que el arroyamiento laminar y las incisiones se vinculan a los bancales con rellano en pendiente (Romero Martín et al., 1994). En ambientes semiáridos (Depresión del Ebro, Sureste de España) el abandono de tierras se enfrenta además a otros problemas, pues la escasez e irregularidad de las lluvias dificulta la colonización vegetal y los suelos suelen haber sufrido un proceso de desestructuración y empobrecimiento de la materia orgánica. La sucesión vegetal es, desde luego, un problema tras el abandono de tierras de cultivo en el sureste español. Pugnaire et al. (2006) confirmaron que la sucesión después del abandono está controlada por la disponibilidad de semillas, generalmente acantonadas a los bordes de
los antiguos campos, y limitadas a algunas especies debido a las prácticas agrícolas durante siglos (Marco Molina, 1996). Por otro lado, la irregularidad de las lluvias hace que los procesos de sucesión sean particularmente lentos. Estos autores comprobaron que en áreas abandonadas semiáridas del sureste español la sucesión ha avanzado hasta comunidades casi monoespecíficas de Anthyllis cytisoides o Retama sphaerocarpa, que continúan décadas después del abandono sin avanzar hacia estadios más complejos o maduros (Puigdefábregas et al., 1996). Las razones de esta simplicidad se atribuye finalmente a las limitaciones en el banco de semillas y a las dificultades impuestas por la lluvia; no se encontraron, en cambio, evidencias de alelopatía. Este problema es muy común a otros ambientes semiáridos de España, donde los antiguos campos de cultivo no han sido completamente colonizados, la cubierta vegetal deja muchos claros y el número de especies colonizadoras es muy limitado en comparación con áreas que no fueron cultivadas. Romero Díaz (2003) señala que en la Región de Murcia el abandono de tierras de cultivo ha afectado a unas 100,000 hectáreas (9.1% de la superficie regional) desde 1980. La mayor parte de ese abandono ha tenido lugar en cuencas neógeno-cuaternarias (Mula, Abanilla, Alhama), sobre suelos predominantemente margosos y fácilmente erosionables. Otros abandonos, de menor extensión tuvieron lugar sobre sustrato calizo y, en la zona de Puerto Lumbreras, sobre sustratos metamórfico. Según Romero Díaz (2003) el abandono del cultivo sobre sustrato calizo suele ser beneficioso desde el punto de vista de la conservación del suelo y la diversidad del paisaje, con rápida colonización por parte de herbáceas y más tarde del matorral, y aumento de la materia orgánica en el suelo (López Bermúdez et al., 1998; Martínez Fernández et al., 1994 y 1996), hasta alcanzar valores similares a áreas de matorral que nunca habían sido cultivadas. En esas condiciones la erosión también es muy baja varios años después del abandono, como lo muestran los resultados obtenidos en el Campo Experimental de El Ardal (Belmonte et al., 1999). Sobre sustrato margoso la evolución es muy diferente. En la cuenca de Mula la ocupación de suelos no precisamente pendientes (<10-15%) en momentos comercialmente favorables ha tenido resultados desastrosos. Los suelos pueden ser profundos pero escasamente permeables y además con un elevado contenido en sodio, lo que hace que los agregados sean muy inestables y con dificultades para volver a las condiciones iniciales (Cerdà et al., 1994). Después de unos años de cultivo y laboreo esos suelos aún se han empobrecido más. Quince años después del abandono, tienen un
bajo contenido en carbono orgánico total y en sustancias húmicas (García Izquierdo et al., 1996) en comparación con suelos que nunca han sido cultivados. En el momento en que se abandonan se forma una costra superficial por splash y arroyamiento difuso, siendo muy lenta la evolución de la colonización vegetal (Romero Díaz, 2003). A la vez tienden a agrietarse, favoreciendo la canalización de la escorrentía subsuperficial. La consecuencia es la formación de una densa y compleja red de cárcavas que en la mayor parte de los casos están dirigidas por el colapso de pipes (López Bermúdez & Torcal, 1986; López Bermúdez & Romero Díaz, 1989). En este caso, cultivo y abandono son corresponsables del desastre. Cerdà et al.(1994) apuntan que son suelos con muy baja resiliencia, probablemente por las condiciones semiáridas del sureste español. Estos autores comprobaron que tras 12 años de abandono no se habían producido cambios en las características de micro y macro-agregación del suelo en comparación con campos de cultivo actuales, aunque la estabilidad de los agregados había mejorado ligeramente. También en la cuenca del Guadalentín, Cerdà et al. (1998) estudiaron el funcionamiento hidrológico en una catena de suelos desde el fondo del valle, todavía cultivado, hasta una plataforma colonizada por Stipa tenacisssima, pasando por un campo abandonado (labrado por última vez en 1982), un pinar de pino carrasco y una ladera con Stipa tenacissima. Se aplicaron 3 pruebas de simulación de lluvia en cada uno de esos ambientes, con una intensidad de 47 mm h-1, durante 30 minutos. La parcela abandonada fue la que registró el coeficiente de escorrentía más elevado (0.34), seguida por el pinar (0.18, atribuido a hidrofobia), la ladera, la plataforma y el campo cultivado, este último sin escorrentía. La conclusión es que el abandono del cultivo conduce, bajo las actuales condiciones de sobrepastoreo y sequía, a la degradación del suelo. Casi 20 años después, el campo abandonado no presentó rasgos de actividad microbiana. En la Depresión del Ebro la colonización vegetal tras el abandono del cultivo también se enfrenta a notables dificultades. Ries et al. (2000) estudiaron unos campos abandonados en el barranco de Las Lenas, cerca de María de Huerva, Zaragoza. El resultado más destacado es el elevado coeficiente de escorrentía (entre 0.4 y 0.9), debido a la formación de una costra que reduce la infiltración por no labrarse el campo. La colonización vegetal es muy lenta debido tanto al escaso contenido de agua en el suelo como a la pobreza de este último, con una densidad de cubierta vegetal que apenas alcanza el 50% después de 6 u 8 años de abandono. Los campos de abandono más antiguo difícilmente superan el 60% de cubierta, lo que sugiere que el problema
principal para la colonización es la competencia por el agua. En general, la infiltración disminuye con el tiempo de abandono, debido a la reducción de la porosidad por falta de labor, y al intenso pastoreo con ovejas y cabras. La formación de una costra tiende a reducir la infiltración y a aumentar la escorrentía, pero a la vez protege al suelo de la erosión, al menos hasta un umbral a partir del cual el aumento de la escorrentía conlleva un incremento de la erosión lineal (Ries et al., 1997). Por ello, en promedio, la erosión en los campos de abandono más reciente es mayor que en los más antiguos. El ganado contribuye a frenar el avance de las incisiones y a romper la costra, aunque esto favorece la erosión eólica (Ries et al., 2000). En ese mismo ambiente, Barrón et al. (1994) comprobaron que la retirada de tierras implica la apertura y desarrollo de pipes, al no interrumpirse por el laboreo agrícola el proceso de desarrollo de una red subsuperficial. Una cuestión interesante sobre el abandono o retirada de tierras tiene que ver con las estrategias de gestión del territorio después del abandono para limitar los efectos más negativos del mismo. Este es un problema que puede ser clave en determinados ambientes, dado que una proporción relativamente importante de campos en secano se han acogido a la retirada de tierras (set-aside) subvencionada por la Política Agraria Comunitaria desde 1992. Así se ha comprobado en el centro de España, donde Boellstorff & Benito (2005) señalan la expansión del barbecho a expensas de los cultivos cerealistas tradicionales, constatando y aumento notable del riesgo de erosión. La acogida a la política de subvenciones por retirada de tierras ha sido también muy elevada en los secanos del centro de la Depresión del Ebro, con una productividad muy baja (Errea, 1996). Lasanta et al. (2000) se plantearon cuál era la mejor alternativa de abandono con el fin de favorecer una rápida recolonización vegetal, incentivar la infiltración del agua de lluvia en el suelo y reducir al mínimo los riesgos de erosión, que son más elevados en los primeros años tras el abandono. Se manejaron seis posibilidades: (i) parcela abandonada sin ningún tipo de gestión posterior (parcela testigo); (ii) parcela abandonada con añadido de abono químico; (iii) parcela abandonada con añadido de abono orgánico; (iv) barbecho labrado, sin añadir fertilizante; (v) barbecho labrado con incorporación de abono orgánico; y (vi) barbecho labrado con incorporación de abono químico. El estudio se llevó a cabo mediante simulación de lluvia en parcelas experimentales abiertas cerca de Peñaflor, 12 kilómetros al norte de Zaragoza. Este estudio demostró que la escorrentía superficial estaba controlada por la incorporación de fertilizante, mientras que la concentración de
sedimento estaba controlada por el laboreo. Así, la parcela abandonada sin ningún tipo de gestión produjo una respuesta muy rápida frente a la lluvia simulada, con un frente de humectación muy poco profundo. Al cabo de 2-3 años, aún se redujo más la tasa de infiltración y se aceleró la respuesta hidrológica, como consecuencia de la formación de una microcostra por efecto del splash. La densidad de la vegetación llegó aproximadamente al 40%. En cambio, las parcelas fertilizadas experimentaron un rápido aumento de la densidad de cubierta vegetal, que llegó al 75-80%. Esto demuestra que incluso en ambientes semiáridos el agua no es el principal factor limitante para el desarrollo de una densa cubierta vegetal (y más teniendo en cuenta que el experimento se realizó en años secos, en torno a 200-250 mm), y que la escasez de nutrientes es quizás un factor más importante. La mayor concentración de sedimento en suspensión se registró en la parcela de cereal, seguida por las parcelas de barbecho labrado. La principal conclusión es que tanto la escorrentía como la erosión están mejor controlados añadiendo fertilizante en el momento del abandono, particularmente en casos como éste, con suelos muy degradados en ambiente semiárido. El problema, aún no estudiado, es resolver hasta cuándo se manifiesta el beneficio aportado por el abono, si favorece también el avance hacia etapas más maduras de la sucesión vegetal o si todo queda en una mera explosión temporal de productividad. *** Los estudios realizados hasta ahora sobre la evolución hidromorfológica de campos abandonados demuestran que se trata de un problema muy complejo, con resultados muy variables dependiendo de los modelos de campo (abancalados, en pendiente, llanos), de las condiciones climáticas y de la gestión posterior al abandono. Probablemente, además, es un tema que requiere cierta perspectiva temporal, es decir, la erosión en los campos abandonados depende en buena parte del tiempo transcurrido y de la capacidad del suelo para favorecer la sucesión de etapas de recolonización vegetal. Así, los problemas en bancales se concentran sobre todo en la ocurrencia de desprendimientos en el salto o muro del bancal, formando cicatrices que deterioran la armonía del paisaje original y favorecen la instalación de cárcavas. Además, las zonas internas de los bancales tienden a saturarse y a convertirse en áreas generadoras de escorrentía superficial, mientras que los sistemas de drenaje artificiales producen picos de avenida más rápidos e intensos. La conclusión a la que puede llegarse es que cuanto
mayor es la energía invertida por las sociedades humanas en la construcción de un paisaje determinado, mayor es la energía que es necesario invertir para mantenerlo (García Ruiz et al., 1988), y que la colonización vegetal no puede hacer mucho por evitar los movimientos en masa en los bordes de las terrazas. Por esta razón, Douglas et al. (1994) sugieren que en las Alpujarras ha habido varias etapas de abandono de terrazas en laderas pendientes (por ej., a finales del siglo XVI, en el siglo XVIII y en los últimos 50 años), cada una de las cuales fue seguida por un aumento de la erosión. Esto implicaría el desarrollo de incisiones y cárcavas bien conectadas con la red fluvial, porque los desprendimientos en los bordes de los bancales se limitan a acumular suelo y piedras en el bancal inferior, pero no parecen un proceso eficaz de producción de sedimento. En los campos pendientes, especialmente en áreas de montaña media, el problema está en los primeros años tras el abandono (Dunjó et al., 2004), cuando la colonización vegetal está en progresión pero no es completa. Después las formaciones de matorral denso se encargan de proteger el suelo reduciendo a valores mínimos tanto la escorrentía como la producción de sedimento (García Ruiz et al., 1991). Sólo si el matorral se quema con cierta frecuencia el deterioro del suelo es suficiente como para favorecer la instalación de procesos y geoformas muy activos (incisiones, descalzamientos), hasta que el antiguo campo aparece recubierto por un enlosado de piedras que puede frenar de nuevo la erosión (Ruiz Flaño et al., 1992). Esto quiere decir que si no fuera por la intervención humana posterior, los campos abandonados en pendiente evolucionarían hacia ambientes poco erosionados, con vegetación cada vez más densa, elevadas tasas de infiltración y mayor contenido de materia orgánica, al menos en áreas de montaña, donde las precipitaciones son suficientes como para favorecer colonización vegetal. Precisamente las condiciones climáticas son un claro factor de variabilidad espacial en la evolución de los campos abandonados. Parece claro que, salvo intervención humana que interrumpa la sucesión vegetal, la erosión disminuye progresivamente con el paso del tiempo en zonas de montaña. Este proceso es además muy rápido, de manera que en muy pocos años el suelo está bien protegido. Pero en ambientes semiáridos la colonización es mucho más lenta, los suelos tienden a encostrarse y son pobres en materia orgánica, y la capacidad de infiltración es muy baja. En ocasiones, en suelos sobre margas y/o elevado contenido en sodio, la erosión tras el
abandono puede ser tan elevada que en muy pocos años el antiguo campo de cultivo se ha convertido en una zona de cárcavas totalmente degradada. 9.3. La erosión en viñedos En general, se considera que el cultivo de la vid representa uno de los usos agrícolas con mayor actividad erosiva tanto bajo condiciones de clima mediterráneo como en ambientes más húmedos. Este fenómeno es de gran trascendencia en España, donde la vid ha ocupado tradicionalmente una gran extensión, con referencias desde tiempos muy remotos. En 2003 la superficie cultivada con vid era de 1,172,797 ha, con notable crecimiento en las últimas décadas, al menos en las áreas con producción de vino de mayor calidad y precio (Rioja, Somontano, Ribera del Duero, Albariño) o de uva de mesa (provincias de Alicante, Almería, Málaga). Lógicamente, muchos de los campos de plantación más reciente ocupan posiciones marginales desde un punto de vista agrícola, con suelos de menor calidad y mayor pendiente. Las razones por las que la vid pasa por ser un cultivo muy erosivo son sencillas: (i)En primer lugar, el suelo permanece al descubierto durante gran parte del año. Entre Noviembre y abril la planta permanece sin hojas, y en mayo el cubrimiento es aún moderado. Incluso durante el verano, cuando la planta alcanza su máximo desarrollo, una parte del suelo está desprotegido, salvo que se haya añadido paja entre las hileras de vid o se haya aplicado herbicida sin laboreo posterior. Según Lasanta & Sobrón (1988) el cubrimiento del viñedo es del orden del 5% entre noviembre y marzo, del 20% en abril, 40% en mayo, 65% en junio, 80% de julio a septiembre y 70% en octubre, si bien en los últimos años el porcentaje de cubrimiento ha descendido ligeramente en los campos con el nuevo marco rectangular de plantación frente al tradicional de marco real y con la creciente tendencia a sustituir el viñedo con cepas en vaso por las de espaldera para facilitar los laboreos. Si además se trata de una plantación joven, entonces la densidad de cobertura puede ser muy baja, inferior al 10% de la parcela incluso durante el verano. Frente al régimen de precipitaciones mediterráneo la vid ofrece, por lo tanto, muy poca protección, pues las lluvias de otoño y primavera caen directamente sobre el suelo desnudo, y sólo las tormentas de verano se ven realmente frenadas por el desarrollo de la planta. (ii)En segundo lugar, es muy común que la vid se plante sobre una cierta pendiente, a veces próxima al 20%, aprovechando la parte baja de laderas, la superficie de glacis o el enlace entre diferentes niveles de glacis o terrazas. Es cierto, no obstante,
que muchos viñedos ocupan llanuras de pendiente muy suave (La Mancha, algunos sectores del Campo de Cariñena y del Campo de Borja, Ribera del Duero, Tierra de Barros, diversos puntos de la Depresión del Guadalquivir, por ejemplo), coincidiendo con partes distales de glacis o campiñas, y en ellos la erosión se reduce a valores muy bajos cuando no nulos. Pero en otros muchos lugares el viñedo ocupa relieves suavemente accidentados que, en condiciones de escaso cubrimiento vegetal, pueden dar lugar a pérdidas de suelo muy elevadas. Así, en La Rioja, entre el 15 y el 20% del viñedo se asienta en laderas con pendientes superiores al 20%, y el 35.6% entre el 10 y el 20% (Lasanta, 1985; Ruiz Flaño et al., 2006). De ahí que sea frecuente la presencia de incisiones efímeras, que pueden borrarse después de un pase de tractor con arado, a veces formando pequeñas redes incipientes, así como acumulaciones de sedimento fino en la parte baja de las viñas. El resultado es visible en muchos viñedos localizados en laderas: un aumento de la pedregosidad superficial por el lavado de los materiales finos. Lasanta (1985 a) observó incisiones en casi todas las viñas labradas a favor de la pendiente, dependiendo su tamaño de la pendiente y del porcentaje de cantos en superficie, al actuar estos últimos como disipadores de energía y freno a la incisión. Las tasas de erosión obtenidas por Usón (1998) en viñedos del Penedès son del orden de 22 Mg ha-1 año-1, que incluso son superadas en otros lugares de Europa, como en el Noroeste de Italia, donde Tropeano estimó unas pérdidas de suelo entre 47 y 70 Mg ha1 año-1. La concentración de sedimento en suspensión registrada por Ramos & Martínez-Casasnovas (2006 a) en el Penedès confirman la importancia de los viñedos como fuente de sedimento a escala regional: entre 2.9 y 25.3 gl-1 y también como fuente difusa de contaminación y eutrofización de las aguas, con exportaciones de unos 8 kg ha-1 año-1 de nitrógeno y 6.5 kg ha-1 año-1 de fósforo. Resulta sorprendente, no obstante, la escasez de estudios realizados en España sobre el funcionamiento hidromorfológico de viñedos y se concentran en el Penedés y en La Rioja. Sería muy interesante, por sus características topográficas y por su régimen de precipitaciones, disponer de información sobre la erosión en viñas de Galicia. En El Bierzo las pendientes sobre las que se cultiva la vid son también notables, aunque en este caso el volumen de precipitaciones es sensiblemente menor. Lo cierto es que se conoce poco sobre procesos geomorfológicos y de generación de escorrentía en viñedos, a pesar de su extensión y de su fragilidad frente a los procesos erosivos. Uno de los trabajos pioneros sobre el funcionamiento hidromorfológico de viñedos fue el llevado a cabo por Lasanta y Sobrón (1988) en La Rioja, en relación,
sobre todo, con los sistemas de laboreo. Estos autores comparan el método tradicional de laboreo, el método con herbicida y el método mixto en pequeñas parcelas experimentales. En el primero el laboreo es transversal a la pendiente, con volteo de la tierra hacia arriba, varias veces al año para favorecer la infiltración y aireación del suelo y evitar el crecimiento de las malas hierbas; no obstante, se hicieron también pruebas con laboreo en el sentido de la pendiente. En el segundo se incorpora herbicida sin remoción del suelo. Y en el tercero hay una aplicación de herbicida pre-emergente en invierno y luego se pasa el apero con escasa incisión para facilitar la infiltración y aireación. El laboreo tradicional apenas produce escorrentía debido tanto a la remoción constante del suelo, al laboreo perpendicular a la pendiente y a la presencia una elevada rugosidad. En todo caso, las tasas más bajas de erosión se registraron con el sistema de laboreo con herbicida, tanto por la elevada infiltración como por la reducción del efecto splash por parte de la vegetación agostada que permanece en el suelo. La erosión más elevada se registró con laboreo tradicional siguiendo la pendiente, tanto más cuanto más elevado era el contenido de arena fina. Estos resultados fueron corroborados comparando la textura de los suelos en la parte alta y baja de laderas cultivadas con viñedos, con un incremento de la arena fina hacia abajo, seguida por la arena gruesa, especialmente si se crean pequeñas incisiones paralelas (rills). Partiendo de estos sistemas de laboreo, Lasanta (1985 b) estudió el papel de los diferentes sistemas de laboreo en la infiltración, utilizando un infiltrómetro de doble anillo. Los resultados obtenidos indican que la tasa de infiltración inicial se relaciona con el sistema de laboreo, mientras la tasa de infiltración constante se relaciona con las condiciones físicas de los suelos. La infiltración alcanza los niveles más elevados en el laboreo con herbicida, debido a que gran parte de la vegetación permanece en el suelo manteniendo, al menos en parte, el entramado de raíces que facilita la penetración del agua. La menor infiltración (y, consiguientemente, la mayor escorrentía) se produce en el laboreo mixto. En cambio, Usón & Poch (2000) no encontraron en la comarca de Anoia-Penedès diferencias estadísticamente significativas en la formación de costra (y consiguiente infiltración) entre el laboreo tradicional (laboreo mecánico frecuente) y el laboreo reducido (reduced tillage) con cultivo de herbáceas entre octubre y abril, debido a las dificultades para que se establezca una cubierta vegetal eficaz en condiciones climáticas mediterráneas. También en La Rioja, Arnáez et al. (2004 y 2006) estudiaron, mediante simulación de lluvia, los factores que explican la pérdida de suelo en viñedos,
confirmando la importancia de la cubierta de gravas, la intensidad de la precipitación, la resistencia del suelo a la erosión y la pendiente. Para intensidades similares de precipitación, los valores obtenidos de pérdida de suelo fueron algo más bajos que en otros viñedos, probablemente por la elevada pedregosidad de las parcelas estudiadas. En la misma región, Ruiz Flaño et al. (2006) observaron que sólo el 35.6% de la superficie ocupada por viñedos no está afectada por algún tipo de actividad geomorfológica, un 40.8% registra sedimentación, un 17.5% arroyamiento laminar, un 5.2% incisiones y un 0.8% deslizamientos muy superficiales y piping. Arnáez et al. (2007) estudiaron la escorrentía y la pérdida de suelo en laderas de suave pendiente (3.8º) en La Rioja central (municipio de Villamediana de Iregua) en relación con la intensidad de la lluvia. Se simularon 22 tormentas con intensidades entre 30 y 117 mm h-1, correspondientes a un periodo de retorno entre 2 y 127 años. Los resultados arrojan, lógicamente, un incremento de la escorrentía a medida que aumenta la intensidad de la lluvia (r2 = 0.76; p = 0.001), mientras la pérdida de suelo muestra una relación baja con la intensidad (r2 = 0.36; p = 0.004), mejorando mucho la explicación de la erosión cuando se considera también la escorrentía, la resistencia de la superficie del suelo y el porcentaje superficial de gravas. En general, los coeficientes de escorrentía fueron moderados (entre 0.1 y 0.25) para lluvias simuladas de hasta 60 mm h-1, debido a la elevada capacidad de infiltración de los suelos y a la rugosidad provocada por el laboreo. [INCLUIR TABLA 8 DE ARNAEZ ET AL, 2007] Diferentes trabajos se han llevado a cabo en viñedos de Cataluña, particularmente en el Penedès y el Priorato, con el fin de estudiar los procesos de erosión, la distribución de la humedad del suelo y la generación de escorrentía en relación con las transformaciones paisajísticas más recientes en viñedos. La necesidad de incrementar los beneficios, reduciendo la mano de obra e incrementando la mecanización ha dado lugar recientemente a la sustitución de los viñedos tradicionales (localizados en pequeños bancales delimitados por muros de piedra, o siguiendo pendientes poco acondicionadas) por la construcción de nuevas terrazas o nivelaciones generalizadas de tierras, acompañadas de la construcción de sistemas de drenaje e infraestructuras de riego por goteo. La Unión Europea subvenciona hasta el 50% de estas transformaciones, lo que ha dado lugar a profundos cambios en el paisaje (CotsFolch et al., 2006): Así, en el municipio de Porrera (Priorato), el viñedo tradicional ha pasado de ocupar 255.9 ha en 1989 a 106 ha en 2003, mientras el viñedo en modernas terrazas ha pasado de 20.5 ha a 291.3 ha en ese mismo periodo. Una idea de la
expansión del viñedo animada por las subvenciones y la buena comercialización de la producción vitivinícola la da el hecho de que en 1986 el viñedo ocupase el 9.5% del municipio, mientras en 2003 ya representa el 13.8%. Ampliaciones similares se han registrado en otras regiones españolas, a costa de cultivos cerealistas y, en muchos casos, de campos abandonados unas décadas antes. Las nuevas terrazas tienen suficiente anchura para permitir la movilidad de la maquinaria, pero eso obliga a aumentar el desnivel entre terrazas, sobre todo en laderas pendientes, aumentando su inestabilidad. Ramos et al. (2007) indican que esas terrazas tienen mayores anchuras y alturas que lo que sugieren los criterios aceptados para las condiciones de pendiente del Priorato. Bastó un evento de entre 83 y 90 mm en 24 horas poco después de la construcción de las terrazas para que se produjeran deslizamientos, el 75% de los cuales ocurrieron en el tercio inferior de las laderas (mayor concentración de humedad), donde el 6.9% de las plantas y de los sistemas de riego fueron destruidos. Un evento de estas características mostró también las dificultades para mantener o restaurar los bordes de los bancales debido a la poca accesibilidad de la maquinaria pesada y al riesgo de más daños a las infraestructuras de la plantación. Los nuevos sistemas de aterrazamiento se han llevado a cabo con escasas precauciones desde el punto de vista de la calidad del suelo y su conservación. Los trabajos de transformación están pobremente regulados, de manera que el diseño depende del propietario del campo o de la persona encargada de la maquinaria, no hay guías técnicas disponibles y los trabajos están escasamente regulados por leyes de impacto ambiental (Cots-Folch et al., 2006). Los propios trabajos de nivelación representan un enorme desplazamiento de material, del orden de casi 10,000 Mg ha-1, y las pérdidas de suelo aumentan notablemente. Jiménez-Delgado et al. (2004) estimaron que en el Penedès la nivelación incrementó la pérdida de suelo en un 26.5%. En muchos casos, el movimiento de tierras se efectuó sin preservar los niveles superiores del suelo, que se han mezclado con el resto de los horizontes o se han colocado en niveles más profundos, mientras que el subsuelo calcáreo, con muy poca materia orgánica, se ha colocado arriba (Ramos & Martínez-Casasnovas, 2006 b). De ahí la tendencia a un rápido sellado, con reducción de la infiltración, aumento de la escorrentía superficial e intensificación de los procesos de erosión (Ramos et al., 2000). Ramos y MartínezCasasnovas (2006 b) encontraron un descenso en la producción de uva tras el aterrazamiento en comparación con parcelas menos transformadas: Para una precipitación total similar, y con periodos secos en los momentos de mayor
requerimiento de agua, la producción de uva fue hasta un 50% menor en las nuevas áreas aterrazadas en suelos poco profundos con plantación de Chardonnay, y hasta un 16% inferior en suelos profundos donde se plantó uva Macabeo. Este descenso se atribuyó a una menor capacidad de infiltración de los suelos, especialmente con lluvias de intensidades altas, que sólo aumentaron el contenido de humedad del suelo en los niveles superiores del perfil edáfico, y no en los niveles profundos donde se localiza la mayoría de las raíces de las viñas. Las consecuencias erosivas de los nuevos aterrazamientos han sido estudiadas por Martínez-Casasnovas & Sánchez-Bosch (2000) en el Penedès, comparando tasas estimadas de erosión antes de la mecanización (década de los 50 del siglo XX) y en el pasado más reciente, empleando fotografías aéreas, modelos digitales del terreno, la USLE revisada y Sistemas de Información Geográfica. Los resultados obtenidos muestran una disminución de la superficie ocupada por áreas afectadas por muy baja, baja y moderada erosión, y un aumento de las áreas afectadas por alta y muy alta erosión. [PEDIR A J.A. MARTINEZ CASASNOVAS FOTO 3 DE ARTÍCULO RAMOS ET AL. 2007; TAMBIÉN ALGUNA FOTO DE NUEVOS SISTEMAS DE TERRAZAS] En el Penedés varios trabajos han demostrado la importancia de los eventos extremos de precipitación en la erosión de viñedos. El 10 de junio de 2000 se registró una tormenta de 214.6 mm en 24 horas, correspondiente a un periodo de retorno de 105 años. Esta tormenta desplazó 282±4 Mg ha-1 de sedimento, el 58% del cual fue arrastrado por incisiones y cárcavas de hasta 0.4-0.5 m de profundidad (Martínez Casasnovas et al., 2005). Unos 208 Mg ha-1 de sedimento pudieron ser recuperados al quedar atrapados en pequeños diques o drenajes de ladera (hillside ditches), y después redistribuidos en la parcela de vid, especialmente para rellenar las cárcavas, por lo que el balance final muestra una pérdida de 74 Mg ha-1 durante una sola tormenta. Esta cifra hubiera sido muy superior de no haber mediado la presencia de los diques, que demostraron así su eficacia. Esta misma tormenta fue también utilizada para estudiar la pérdida de algunos nutrientes (Ramos & Martínez-Casasnovas, 2004): 108.5 kg ha-1 de nitrógeno, 108.6 kg ha-1 de fósforo y 35.6 kg ha-1 de potasio). Estas cifras representan el 12.5, 60.5 y 10.2% del nitrógeno, fósforo y potasio distribuidos por el agricultor en la parcela cada año. La conclusión es que un evento de estas características no sólo
representa pérdidas importantes para los agricultores, sino que además fue una notable fuente de contaminación difusa en los ríos Anoia y Llobregat. Martínez-Casasnovas & Ramos (2006) concluyen que los costes debidos a la pérdida de nutrientes o el daño a infraestructuras por deslizamientos y erosión del suelo en las nuevas áreas aterrazadas del Penedès representan cada año aproximadamente el 14% de las rentas obtenidas por la venta de la producción de uva. Esta cifra puede considerarse mínima, pues no tiene en cuenta la reducción a largo plazo de la productividad, que sólo podrá compensarse con más incorporación de abono, además de los problemas creados aguas abajo, especialmente si hay embalses afectados por aterramiento y eutrofización. Por último, la comparación entre 19 pequeñas cuencas de la Navarra Media con diferentes tipos de cultivo, demostró que las viñas aportaban tasas muy elevadas de erosión, del orden de 3.3 a 162 Mg ha-1 año-1, superiores a las del cereal, debido al bajo porcentaje de superficie cubierta por el cultivo a lo largo del año (De Santisteban, 2006). Además, mientras en las cuencas de cereal la erosión relevante sólo ocurre durante uno o dos eventos de lluvia al año, en viña las pérdidas ocurrieron varias veces por año, en cualquier estación. 9.4. Erosión y otros problemas derivados del regadío La superficie ocupada por el regadío en España alcanza en 2006 la cifra de 3,479,500 ha, destacando por comunidades autónomas Andalucía con 927,957 ha, Castilla La Mancha con 462,674 ha, Castilla y León con 414,659 ha y Aragón con 378,869 ha., seguidas por la Comunidad Valenciana, Cataluña, Extremadura y Murcia. El regadío representa el 19.4% de la superficie cultivada total de España y contribuye al …% de las rentas del sector agrario. Estas cifras son indicadoras de la importancia paisajística, ambiental, social y económica del regadío. La expansión de esta superficie en las últimas décadas hacia grandes perímetros (planes de Bardenas, Monegros, Badajoz, Castilla, entre otros) ha puesto de relieve, sin embargo, consecuencias ambientales de notable gravedad, en general relacionadas con la evolución de la calidad de los suelos y de las aguas e incluso, en algunos casos, con la degradación física de los suelos. La mayor parte de los problemas estudiados se han centrado en la Depresión del Ebro, particularmente en Aragón (Bardenas y Monegros) y en menor medida en La Rioja. En el caso de Aragón los mayores inconvenientes están relacionados con las características de algunos suelos de regadío y de sus correspondientes sustratos. No
debe olvidarse que los nuevos regadíos, implantados sobre todo desde mediados del siglo XX, son total o parcialmente independientes de los ejes fluviales principales, a diferencia de los regadíos tradicionales o de los que se expandieron a lo largo del siglo XIX y principios del XX. Frecuentemente, los nuevos espacios regados se asientan sobre glacis o terrazas altas, con escasa profundidad y abundante pedregosidad, o sobre rellenos holocenos con elevado contenido en sales, en cuyo caso tienden a dispersarse fácilmente y cuentan con un bajo contenido en materia orgánica. Los regadíos de Bardenas y Monegros responden a esta problemática, en un contexto de sedimentos terciarios con extensos afloramientos de yesos, calizas y sales, en un ambiente semiárido que no ha favorecido la lixiviación natural de los suelos. A esto se añade la utilización de aguas de riego de baja conductividad, el sobreexceso de riego en muchos casos y la existencia de canales de drenaje desde los perímetros de regadío que se reincorporan a la red fluvial a través de los afluentes del Ebro. Bellot et al. (1989) estudiaron las pérdidas de materiales disueltos en 5 subcuencas del área de regadío de La Violada, próxima al río Gallego. Estos autores concluyeron que las aguas de drenaje estaban enriquecidas químicamente, de tal manera que sulfatos y nitratos multiplican por 20 y 40 el contenido de las aguas utilizadas para el riego, el calcio se multiplicó por 10 y el potasio por 4, alcanzándose las concentraciones más altas durante el invierno. El balance final señala una exportación de 11,000 kg ha-1 año-1 de sulfatos, 3,889 kg ha-1 año-1 de calcio, y 338 kg ha-1 año-1 de nitratos, estos últimos relacionados sobre todo con la incorporación de abono por los agricultores. El volumen de agua de riego osciló, según cultivos, entre 6,700 y 11,600 m3 ha-1, cifras que, según Faci et al. (1984) reflejan una sobreutilización de agua de riego, que sería posible reducir entre un 15 y un 30%. A conclusiones muy similares llegaron Bellot & Golley (1989) en el mismo perímetro de regadío, donde un análisis más detallado de las aguas de entrada (agua de riego) y salida (efluentes) muestra un marcadísimo incremento en sulfatos, calcio, magnesio y sodio, derivando los dos primeros directamente del sustrato rocoso. Los resultados obtenidos por Causapé et al. (2004 y 2006) en Bardenas van en la misma dirección. Estos autores han estimado las pérdidas de sal en 7.2 Mg ha-1 año-1, y las de nitratos en 59 kg ha-1 año-1, aunque la variabilidad interanual es muy alta. En años secos se ajusta más la entrada de agua al sistema de riego a través de las acequias, aumenta la eficiencia del uso del agua y se reduce la exportación de sales. Las diferencias pueden llegar a ser notables, de hasta un 54% menos de sales (Causapé &
Clavería, 2007) en los años secos. En relación con la eficiencia del riego, Causapé et al. (2005) han demostrado que es baja (53%) en áreas de riego por inundación con suelos muy permeables y delgados, moderadamente alta (79%) en áreas de riego por inundación con suelos adecuados, y muy alta (94%) en áreas dotadas de sistemas de riego por aspersión o goteo. De ahí que la exportación de sales y nitrato dependa tanto de la salinidad del suelo como de los sistemas de riego y fertilización. Así, la exportación de sales es baja (3 Mg ha-1 año-1) en áreas con baja salinidad y elevada eficiencia del riego, en cambio es alta en áreas más salinas y con baja eficiencia del riego (16 Mg ha-1 año-1). También en Bardenas, Lasanta et al. (2001) estudiaron la dinámica hidrológica y el transporte de sedimento en un polígono regado próximo a Egea de los Caballeros, con una superficie total de 643 ha, de las que 433 se riegan desde 1959 (forrajeras, arroz, cereales de invierno y maiz). El resto no se cultiva al estar mayoritariamente ocupado por cárcavas. 15 ha de cultivo se han abandonado por salinización del suelo. Se midieron el volumen de precipitaciones, el volumen de agua de riego, las salidas de los efluentes de drenaje y se tomaron muestras de agua para analizar el contenido en solutos y sedimento en suspensión. El agua que entró en la cuenca se estimó en 18.61 hm3 (3.35 hm3 como lluvia y 15.25 hm3 como agua de riego), mientras las salidas llegaron a 6.28 hm3, es decir, la tercera parte del total. Por su parte, el sedimento en suspensión en los efluentes experimentó un incremento moderado en comparación con el agua de riego (se multiplicó por 2.3), mientras que el material en solución se multiplicó por 18.7 en relación con el agua de lluvia y por 7.4 v en relación con el agua de riego. El aumento mayor se produjo en cloruro, sodio, sulfato, calcio y magnesio. El balance final arrojó unas pérdidas de 15.2 Mg ha-1 año-1, de los que 15 correspondieron a solutos y 0.2 a sedimento en suspensión. Estas cifras no están muy lejos de los 21 Mg ha-1 año-1 obtenidas por Faci et al. (1985) en La Violada. La conductividad media del agua de entrada fue de 303 mScm-1, y la de los efluentes fue de 3543 mScm-1. El elevado contenido en sales de los efluentes de regadío dificulta su utilización posterior en usos agrícolas y deteriora la calidad de la red hidrográfica principal. De ahí que uno de los objetivos inmediatos en las grandes áreas de regadío afectadas por este problema (sobre todo en el valle del Ebro) sea mejorar la eficiencia del riego, limitar el abonado con nitratos y reducir la concentración de sales. La manera más eficaz de conseguirlo es mediante la transformación de los sistemas de riego. En la cuenca del Ebro, el riego por inundación afecta todavía al 69% de la superficie regada, el riego por
aspersión al 19% y el riego por goteo al 11% (Causapé et al., 2006), si bien estos dos últimos cobran creciente protagonismo y son ya casi exclusivos en las áreas puestas en riego más recientemente. Sólo así aumentará la eficiencia del uso del agua y se reducirá la concentración de sales en el río Ebro y sus principales afluentes. Alberto et al. (1986) comprobaron la existencia de elevados niveles de salinidad en varios ríos de la cuenca, con una aportación total al Mediterráneo de 6.7 millones de toneladas de sal, unos 80 Mg de sal km-2. Los ríos con mayor concentración salina fueron el Martín, el Arba y el Gállego. La importancia hidrológica de los efluentes es tal que algunos ríos experimentan profundas transformaciones en su régimen fluvial. Ése es el caso, por ejemplo, del río Alcanadre que muestra elevados caudales durante el verano, coincidiendo con la principal estación de riego, cuando de forma natural debería mostrar en esa época un profundo estiaje (García Ruiz et al., 2001) (Fig. …). La pérdida de solutos, especialmente sulfatos y caliza, provoca el desarrollo de procesos de sufosión, con el consiguiente deterioro de los suelos e incluso la imposibilidad de seguir cultivando una parte de los campos de regadío. Esto es bien visible en Monegros, donde algunos campos muestran colapsos por hundimiento de una red de drenaje subsuperficial, ocasionalmente con tendencia a desarrollar cárcavas desorganizadas y profundas, imposibles de restaurar mediante los pases anuales de arado. En La Rioja se han estudiado en detalle las características de la sufosión en regadío, aunque se trata de un problema menor en esta región. García Ruiz et al. (1986 y 1997) observaron que los hundimientos superficiales (colapsos de pipes subsuperficiales) aparecen con alta frecuencia en parcelas de riego aterrazadas y que su tamaño y frecuencia está relacionado con la altura del salto entre terrazas y con el tipo de cultivo. En el primer caso es evidente que el gradiente hidráulico entre terrazas favorece el flujo subsuperficial y su velocidad, erosionando más fácilmente el suelo y abriendo conductos cada vez más grandes que pueden llegar a desarrollar complejas redes de drenaje no visibles en superficie. En el segundo caso observaron que el tamaño y frecuencia de pipes era mucho mayor con alfalfa que con cereales. La razón es sencilla: la alfalfa permanece durante varios años en la misma parcela (un mínimo de 4 ó 5 y un máximo de 9-10 años) sin que el paso anual del arado desbarate las grietas superficiales por las que el agua penetra en el suelo, o deshaga los canales subsuperficiales. Así, año tras año, el tamaño de los pipes aumenta hasta que su tamaño es suficiente como para provocar hundimientos en superficie, que pueden llegar a tener
3 m de diámetro, aunque los más comunes oscilan entre 0.5 y 1.5 m de diámetro. Lo contrario ocurre con los campos de cereal, donde cualquier red incipiente de pipes es destruida anualmente por el arado. Por otro lado, los cereales son regados dos veces al año, mientras la alfalfa recibe hasta 10 riegos, lo que acelera mucho el proceso de erosión subsuperficial. Hay un tercer factor condicionante: los suelos son más arenosos en los horizontes superficiales, y más limosos y arcillosos en profundidad, debido a procesos de eluviación por lluvia y riego. Al reducirse la permeabilidad en profundidad, el agua infiltrada tiende a fluir lateralmente siguiendo el gradiente hidráulico y aumentando la erosión subsuperficial. García Ruiz et al. (1997) estudiaron el efecto del riego por inundación a lo largo de un año en una parcela de alfalfa en Villamediana de Iregua (La Rioja), regada con aguas con muy baja concentración de sedimento en suspensión y de solutos. La red de pipes de la parcela contaba con 4 salidas en el salto entre terrazas, con un diámetro de hasta 35 cm. Se tomaron muestras de agua al principio cada minuto y luego cada 3 minutos hasta el agotamiento del caudal, y se estimaron los caudales en l s-1. Las mayores concentraciones de sedimento en suspensión se registraron al inicio de cada riego y especialmente al principio de la estación de riego (mayo), para estabilizarse al cabo de unos 6 minutos en torno a 3-5 g l-1. Uno de los pipes mostró un aumento de concentración tras 20 ó 25 minutos, lo que sugiere la incorporación de otros afluentes subsuperficiales. Por lo que respecta a los solutos, el agua de salida muestra altas concentraciones de calcio (lo que contribuye a dispersar el suelo y a acelerar el proceso de sufosión) y de fósforo, pero escasas pérdidas en potasio, sodio y nitratos. El balance final refleja una pérdida inmediata de agua en torno al 15%. La pérdida de suelo fue de 1.12 Mg año-1 menos las entradas con el agua de riego, estimadas en 0.040 Mg año-1. Así, el sedimento total exportado alcanzó la cifra de 1.08 Mg año-1, que para la superficie de la parcela (3600 m2) representa una erosión subsuperficial de unos 3 Mg ha-1 año-1, aunque la mayor parte procede de sector inferior de la parcela, donde la tasa de erosión ha de ser muy superior, hasta llegar a provocar el abandono parcial del campo de cultivo. Por último, una aproximación interesante es la efectuada por Mateos & Giráldez (2005) al estudiar el transporte de sedimento durante el riego. Estos autores analizaron en detalle la concentración de sedimento y la carga de fondo en aguas de riego en la Estación Experimental de Alameda del Obispo (Córdoba), con una plantación de sorgo en una pendiente del 0.3%. Se tomaron muestras de agua en diferentes puntos de la
parcela y se diseñó un procedimiento para estimar el transporte de materiales en el contacto entre el agua y el lecho de los surcos del campo de cultivo. Los resultados demuestran que la concentración de sedimento en suspensión aumenta hacia la parte baja por acumulación de partículas que han sido arrancadas a lo largo del surco. Por el contrario, la carga de fondo disminuye hacia abajo porque se relaciona directamente con la energía disponible, y ésta tiende a disminuir a medida que el caudal se reduce por infiltración. Las mayores concentraciones (14 g L-1) se obtuvieron a comienzos de la estación de riego, descendiendo hasta 1-2 g L-1 al final (Tabla …). La carga transportada en contacto con el lecho representó una fracción muy pequeña de la carga total (de 10 a 15 veces menos que el sedimento en suspensión). En todo caso, estos resultados son una evidencia de la movilización del suelo durante el riego, incluso con pendientes extraordinariamente moderadas. PONER TABLA 2 DE MATEOS & GIRÁLDEZ (2005) 9.5. La erosión en cereales de secano La gran extensión ocupada, en el pasado y en la actualidad, por los cereales de secano en España concede a este cultivo una gran importancia desde el punto de vista de la erosión y la conservación del suelo. Aunque suele ocupar áreas llanas o de escasa pendiente (terrazas fluviales medias y altas, glacis, plataformas estructurales, campiñas), donde el riesgo erosivo es menor, en no pocos casos se asienta sobre un paisaje ligeramente ondulado. Además, debe tenerse en cuenta que el ciclo vegetativo del cereal hace que el suelo esté desprotegido gran parte del año, generalmente entre octubre y febrero, pues incluso en los cereales de invierno, habitualmente sembrados en noviembre, no se alcanza una densidad razonable de cubierta vegetal hasta el mes de marzo. Desde ese momento hasta la cosecha (entre primeros de junio y primeros de julio) la densidad suele ser muy alta, prolongándose hasta el mes de octubre al permanecer el rastrojo en el suelo. Las labores de preparación de la tierra en octubre y noviembre dejan el suelo completamente al desnudo, aunque el paso del arado crea rugosidad y permeabilidad suficientes como para absorber precipitaciones de cierta intensidad. Las posteriores labores de siembra y el paso del molón eliminan esa rugosidad y crean condiciones muy favorables para la escorrentía superficial. La alternancia de años de cultivo con barbechos más o menos largos hace que se amplíe considerablemente el periodo en que el suelo está poco protegido.
No es mucho lo que se sabe acerca de las relaciones entre el cultivo de cereal y la erosión del suelo en España. Quizás por su aparente banalidad se ha dejado a un lado en la mayor parte de los estudios experimentales, de manera que casi sólo existen referencias marginales. Se sabe bien que, por ejemplo, el cultivo de cereal en laderas pendientes, y más si alterna con periodos de barbecho, produce pérdidas de suelo muy elevadas, como se ha probado en la Estación Experimental “Valle de Aísa”, en todo caso muy superiores a las registradas en parcelas abandonadas, gracias al rápido desarrollo de la vegetación espontánea en estas últimas (García Ruiz et al., 1995; Molinillo et al., 1997). También se sabe de la relativa fragilidad de los cultivos cerealistas frente a eventos extremos de precipitación, como el que ocurrió en agosto de 1975 (¿???) en Rielves (Toledo), con pérdida de 351 Mg ha-1 por regueros y cárcavas, sin cuantificar la exportación por erosión difusa (De Alba et al., 1998). Otra tormenta intensa en Alcalá de Henares ocurrida en mayo de 1994 confirmó la importancia del cubrimiento del suelo por parte del cereal, registrando pérdidas de suelo 50 veces superiores en barbecho que en cultivo de cebada (Bienes et al., 1996). López Bermúdez et al. (1998), en un amplio rango de usos del suelo y cubiertas vegetales en el Campo Experimental de El Ardal, Cuenca de Mula (Murcia), las mayores pérdidas de suelo se han registrado algunos años en las parcelas con trigo y cebada, sobre todo si coinciden las lluvias más intensas con el momento en que el suelo está menos protegido (desde mediados de verano hasta el invierno). Los cultivos cerealistas son además muy sensibles a lluvias de cierta intensidad, precisamente por la escasa protección que dan al suelo en determinados momentos. Así, en la misma área experimental de El Ardal, López Bermúdez et al. (1998) señalan que una sola tormenta en 1990 fue responsable del 90% de la pérdida de suelo de todo el año, y en 1989 dos tormentas en agosto gereraron el 97% de la perdida anual (López Bermúdez et al., 1991). Casalí et al. (1999), en un estudio llevado a cabo en la Navarra Media (municipio de Pitillas), señalan la tendencia existente en muchos campos de cereal a generar incisiones de escasa profundidad, que se renuevan casi todos los años en los mismos sitios después de haber sido eliminadas con el paso del arado. Tienden a coincidir con suaves concavidades que favorecen una mayor humedad edáfica y concentran las escorrentías superficiales. También pueden estar asociadas a rodadas de tractor o a surcos de laboreo si se sigue la máxima pendiente. Estas incisiones se forman durante lluvias cortas pero intensas, dando lugar a pérdidas de suelo del orden de 26.6 Mg ha-1 año-1, si bien los autores no concretan qué porcentaje de superficie respecto al
total representa la zona realmente contribuyente, localizada en la incisión y su entorno más inmediato. El periodo crítico coincide con el momento en que el suelo está desnudo y ya se ha producido la siembra, es decir, a comienzos del invierno, cuando el suelo ya está húmedo tras las lluvias otoñales. También en la Navarra Media (Tafalla, San Martín de Unx y Pitillas), De Santisteban et al. (2006) estudiaron la erosión en 19 pequeñas cuencas agrícolas, 17 de las cuales estaban cultivadas con cereales de invierno, viña y girasol. Las otras dos cuencas no estaban cultivadas y representaban áreas abandonadas desde al menos 10 años antes. Los resultados obtenidos muestran que las pérdidas de suelo en cultivos cerealistas ocurrieron durante 1 o 2 eventos pluviométricos al año, normalmente a finales de otoño e incluso en verano, con tasas de erosión relativamente elevadas y muy variadas (entre 2 y 115 Mg ha-1 año-1). Como se ha señalado en el apartado anterior, los viñedos registraron pérdidas superiores y, sorprendentemente, aún mayores fueron las cifras de erosión obtenidas en las parcelas abandonadas (en torno a 161 Mg ha-1 año-1), lo que, según los autores, sugiere que el abandono de tierras marginales sin incorporar medidas de control de la erosión puede conducir a elevadas tasas de erosión. Un estudio similar en Galicia confirmó que la mayoría de las incisiones tienden a reaparecer en el mismo lugar, provocando pérdidas de suelo significativas (Valcárcel et al., 2003). Una perspectiva original es la aportada por De Alba (1998) al estudiar el efecto de la movilización de suelo por el laboreo, al que atribuye el truncamiento de muchos perfiles en paisajes suavemente alomados. En la Finca Experimental de la Higueruela (Santa Olalla, Toledo) analizó la forma en que el paso del arado desplaza suelo hacia arriba y hacia abajo en el sentido de marcha del arado. No se trata, claro está, de erosión hídrica, pero el paso repetido de los aperos puede provocar transporte de suelo en tasas comparativamente más elevadas que las obtenidas en la misma finca para la erosión hídrica. El desplazamiento de suelo estimado para un único pase de labor con vertedera siguiendo las curvas de nivel sería equivalente a las tasas anuales medias de erosión hídrica. En el caso de laboreo a favor de la pendiente, la pérdida de suelo estimada equivale a más de 7 veces el valor de la erosión hídrica. Según De Alba (2002), en los campos situados en laderas la movilización del suelo es proporcional a la pendiente del terreno y depende de la difrección del laboreo. Esto explicaría la pérdida progresiva de espesor de suelo en las áreas convexas, y el truncamiento de los perfiles edáficos, con las consiguientes manchas de color blanquecino que aparecen en muchos campos de cultivo. El empleo del modelo SORET, con una simulación de 25 secuencias de laboreo
en una parcela de topografía suavemente ondulada, predice pérdidas de suelo en la parte alta y en áreas de morfología convexa, a la vez que acumulaciones en la base y concavidades. Las zonas que pierden equivalen al 66% de la superficie de la parcela, con una profundidad media de rebajamiento entre 6.2 y 29 cm, equivalentes a 33 y 157 Mg ha-1 año-1. Las áreas de ganancia neta representan el 34% de la superficie, con un espesor entre 11.8 y 100 cm, equivalentes a una tasa de agradación de 64 y 540 Mg ha-1 año-1 respectivamente (De Alba, 2002). 9.6. La erosión en cultivos arbóreos Tampoco es muy abundante la bibliografía existente sobre le generación de escorrentía y la erosión en cultivos arbóreos y casi toda ha sido producida por investigadores del Instituto de Agricultura Sostenible (CSIC) de Córdoba. Olivos y almendros ocupan una extensa superficie del secano español y su importancia ha ido en aumento en las últimas décadas. Los olivares están bien representados en la mitad meridional de la Península Ibérica y también en todo el arco mediterráneo (incluyendo las Islas Baleares), penetrando hacia el oeste de la Depresión del Ebro hasta La Rioja. En Andalucía los olivos representan el 17% de la superficie cultivada, si bien en algunos municipios de la provincia de Jaén puede llegar a cifras próximas al 100%. Lo más importante es que en esa región una cuarta parte de los olivares se cultivan en pendientes superiores al 20%, y un 59% entre el 5 y el 20%, con una densidad de arbolado generalmente baja (menos de 100 árboles por hectárea en la mayoría de los casos) para reducir la competencia por el agua (Gómez et al., 2004). Recientemente se ha incrementado la superficie de olivares en riego, lo que ha propiciado un aumento de la densidad, aunque afecta todavía a una pequeña proporción del total. En todo caso, la conjunción de cultivo en laderas pendientes, la baja densidad del arbolado y la intensidad de las lluvias mediterráneas hacen del olivo un cultivo potencialmente muy erosivo. Es cierto también que en muchas regiones los olivos se han plantado en bancales que se han conservado en perfectas condiciones durante muchos siglos, como sucede en la isla de Mallorca, en comarcas del interior de Cataluña y en el Bajo Aragón, por ejemplo, y en otras regiones la planitud del relieve elimina los riesgos de erosión hídrica (La Mancha). La mayor parte de los estudios existentes tratan de analizar el comportamiento hidromorfológico de olivares bajo diferentes condiciones de gestión, distinguiendo en
particular el laboreo convencional (4 pases de arado al año para mantener el suelo libre de hierbas y favorecer la infiltración del agua de lluvia), el tratamiento con herbicida (empleo de herbicidas para librar de competencia al olivo, coincidente con el llamado no-tillage system), y el laboreo con siembra de cubierta de hierba (generalmente, siembra de cebada entre las filas de árboles, y posteriormente empleo de herbicida para matar a la planta a primeros de abril). La comparación entre estos tres sistemas dio como resultado unas mayores pérdidas de suelo (8.5 Mg ha-1 año-1) y de escorrentía (coeficiente anual del 21.5%) en el laboreo con herbicida, mientras que las menores pérdidas se produjeron en el sistema con cubierta de hierba (1.2 Mg ha-1 año-1 y 2.5%). El laboreo convencional produjo resultados intermedios (4 Mg ha-1 año-1 y 7.4%) (Gómez et al., 2004). Otros estudios del mismo equipo insisten en una línea similar, tanto de forma experimental como mediante el empleo de modelos de simulación. Gómez et al. (2002) simularon un olivar virtual de 180 m de largo, con un 5% de pendiente, 3 tipos diferentes de suelo, 3 densidades de cubierta arbórea y 9 técnicas de gestión. Los resultados muestran que el tratamiento con herbicida tiende a producir un mayor coeficiente de escorrentía en comparación con los suelos labrados, sobre todo si la densidad de arbolado era elevada. En ausencia de laboreo el coeficiente de escorrentía llegó al 23.9% frente al 10.4% para el laboreo convencional. Estas diferencias se atribuyen al efecto positivo del laboreo sobre la infiltración. Así, Gómez et al. (1999) probaron que, tras 15 años de cultivo sin laboreo y empleo de herbicidas, la densidad aparente del suelo era mucho mayor, sobre todo en los espacios entre árboles. Estos autores demostraron, no obstante, que las diferencias entre las parcelas sometidas a laboreo convencional y a tratamiento con herbicida se mantenían durante mucho tiempo si se comparaban las áreas bajo dosel arbóreo, pero se amortiguaban relativamente pronto (en 8 semanas) en los espacios entre árboles. La aplicación de la Ecuación Universal de Pérdida de Suelo revisada (RUSLE) produjo estimaciones de erosión del suelo en la misma dirección, con las mayores pérdidas en tratamiento con herbicida y las menores con la incorporación de un cultivo herbáceo entre árboles (Gómez et al., 2003). Francia et al. (2000) llegaron a conclusiones similares, tras estudiar el efecto erosivo de 18 eventos de lluvia en olivares de Andalucía, distinguiendo parcelas sin laboreo (tratamiento con herbicida), cultivos entre árboles y laboreo convencional. Las pérdidas de suelo alcanzaron valores de 42.5, 3.4 y 10.1 Mg ha-1, respectivamente. Los resultados de Pastor et al. (1999), en cambio, señalan que la ausencia de laboreo reduce
las pérdidas de suelo en comparación con el laboreo convencional, a pesar de que el primer sistema produce más erosión en regueros. En todo caso se necesita más información de campo que incluya no sólo datos procedentes de parcelas sino también de pequeñas cuencas. En comparación con otros cultivos, los únicos resultados disponibles son los de Dunjó et al. (2004) en suelos someros sobre granitos y granodioritas de la Sierra de Rodes (NE de Cataluña). En su estudio, estos autores analizan la producción de escorrentía y la erosión bajo alcornocal, pinar de repoblación, olivar, olivar abandonado, alcornocal disperso, matorral denso, matorral disperso, viña y viña abandonada. De todos estos usos el olivar, con una pendiente del 25% y un 70 % de suelo desnudo, fue el que produjo las tasas más altas de erosión y los coeficientes de escorrentía más elevados, a lo largo de todo el año. Los cultivos de almendro se enfrentan a problemas muy parecidos, aunque afectados por una mayor marginalidad en el uso del espacio. La extensión que ocupa este cultivo es muy inferior a la del olivo, pero ha ido incrementándose en los últimos años al colonizar áreas cultivadas hasta hace poco con cereales o incluso laderas abandonadas hace décadas. Tradicionalmente el almendro se ha asentado en glacis antiguos, generalmente pedregosos, y pies de vertiente, casi siempre terrenos de escasa calidad para otros cultivos. En muchos casos, a pesar de las fuertes pendientes, el suelo se ha conservado muy bien gracias a la construcción de complejos sistemas de terrazas. Sin embargo, desde 1987 su cultivo se ha extendido hacia áreas más marginales, especialmente en Andalucía, bajo el impulso de las subvenciones de la Unión Europea, que se han basado más en el pago por superficie cultivada que por producción. Esto ha incentivado más la extensión que la calidad, de manera que, como señala Faulkner (1995), se han eliminado amplias extensiones de matorral mediterráneo para plantar almendros directamente sobre laderas pendientes, a veces ligeramente modificadas con terrazas muy rudimentarias. En muchos casos, el cultivo de almendros se asociaba al cereal, ocupando márgenes de parcelas ligeramente abancaladas, con una densidad media del orden de 16 árboles por hectárea. La modernización de estos paisajes ha implicado la sustitución del cereal por una intensificación del cultivo de almendros, hasta llegar a más de 200 árboles por hectárea, distribuidos de manera regular por toda la parcela (Van Wesemael, 2003). La necesidad de redistribuir la humedad del suelo y de favorecer la infiltración ante posibles precipitaciones obliga a frecuentes pases de arado. Así ha sucedido en varias comarcas del sur de España, especialmente sobre
sustratos paleozoicos y coluviones holocenos derivados, y del sureste, sobre sedimentos neógenos y cuaternarios. Lo más importante es que tuvieran acceso a maquinaria. No existen datos sobre erosión hídrica y producción de escorrentía en laderas con almendros. Las únicas estimaciones de erosión tienen que ver con las consecuencias del laboreo (tillage erosion), y se deben a Van Wesemael et al. (2006), en una pequeña cuenca de 21 ha en la Sierra de Torrecilla, alto Guadalentín. El paso del arado varias veces al año produce una erosión de 26.6 Mg ha-1 año-1, mientras la sedimentación en la misma cuenca afecta a 21.2 mg ha-1 año-1. La diferencia entre erosión y sedimentación es transporte neto hacia el fondo del valle. El 52.5% de la cuenca está afectado por erosión, mientras la sedimentación ocupa el 34.4%. Poesen et al. (1997) demostraron que en campos con almendros de la cabecera del río Guadalentín (Murcia) el desplazamiento de suelo provocado por el laboreo (tillage erosion) en laderas pendientes es, sin contar con los efectos de la erosión hídrica, responsable de la degradación del suelo, con fuerte denudación en las convexidades y relleno en los fondos de valle. También es el causante del desarrollo de una capa superficial de piedras que controla la variabilidad espacial de la respuesta hidrológica y de la erosión. Estos autores estimaron que en un campo de 50 m de largo con una pendiente del 20% la erosión por el mero paso del arado (de 3 a 5 veces por año) puede representar de 1.5 a 2.6 mm año-1 si el laboreo sigue las curvas de nivel, y de 3.6 a 5.9 mm año-1 si sigue la línea de máxima pendiente. De acuerdo con estos resultados, el desplazamiento de suelo por el arado sería al menos un orden de magnitud mayor que el registrado por erosión hídrica en ambientes similares. Una vez más, como también demostró De Alba (1988) en campos de cereal, se confirma la gran importancia de las labores con arado en laderas pendientes, casi siempre minusvaloradas en comparación con el efecto del arroyamiento superficial. Van Wesemael et al. (2000 y 2003) confirmaron que el laboreo en repetido en campos con almendros en la cuenca del Guadalentín, Murcia, ha dado lugar a un patrón especial de espesor del suelo y pedregosidad. Las áreas convexas se hallan recubiertas por suelos delgados y pedregosos, con elevada capacidad de infiltración, evaporación y drenaje, y suelos profundos con pavimento superficial de piedras en las concavidades, donde el régimen de humedad es más estable que en los suelos delgados. 9.7. Las consecuencias erosivas del pastoreo
Aunque entre las causas de la erosión hídrica se suele atribuir una gran importancia al sobrepastoreo y a la explotación ganadera en general, sin embargo, en la práctica, no pasa de ser una afirmación poco probada experimentalmente o con estudios cuantitativos de campo. Se dice que tal o cual paisaje está degradado e intensamente erosionado debido a los incendios y el sobrepastoreo, pero no suele haber más pruebas que las indirectas o las deducidas por observación de ciertas evidencias sobre el terreno. Lo más sorprendente es que, a pesar de la importancia histórica de la ganadería en España, no existe ni un solo estudio que se haya centrado en ese problema y que aporte relaciones directas, bien probadas, entre pastoreo y erosión. Esto es aún más llamativo por cuanto el espacio no cultivado ha sido considerado como fuente de alimentación del ganado, y todavía hoy buena parte de los rebaños de ganado ovino, caprino, vacuno o caballar se alimentan, al menos una parte del año, directamente en prados de diente, matorrales, bosques más o menos abiertos y pastos subalpinos. El gran papel histórico de las organizaciones ganaderas en la gestión y organización de los aprovechamientos del territorio insiste en esa dirección, reclamando una mayor atención hacia los problemas derivados de la explotación ganadera. De todas formas, los estudios sobre las consecuencias erosivas de la ganadería son también raros en el resto del mundo. Una exploración en la Web of Knowledge (ISI) o en Scopus introduciendo los términos livestock y erosion arroja un resultado desalentador, con poco más de una docena de referencias. Sin embargo, hay motivos para establecer una clara relación entre ganadería y erosión, particularmente en el ámbito mediterráneo y, más concretamente, en España (Blanco Sepúlveda &. Perles Roselló, 1998). De entrada, la necesidad de espacios para el pastoreo ha dado lugar a grandes transformaciones paisajísticas, desde las áreas costeras a la alta montaña. La ampliación de pastos supraforestales, por ejemplo, para alimentar en verano a los rebaños trashumantes provocó en casi todas las montañas peninsulares un descenso del límite superior del bosque y una intensificación de procesos erosivos y de movimientos en masa (García Ruiz & Valero Garcés, 1998), como se deduce del estudio de sedimentos lacustres (Montserrat, 1992). De igual forma, muchas formaciones de matorrales abiertos, sometidos a arroyamiento difuso y desarrollo de enlosado de piedras deben su existencia a la eliminación del bosque y a los consiguientes incendios periódicos para favorecer el crecimiento de una vegetación más tierna. De ahí que gran parte de los paisajes españoles puedan considerarse con
propiedad como “ganaderos”, en la medida en que son el resultado de una determinada gestión encaminada a favorecer el pastoreo y la alimentación del ganado. Es cierto que algunos paisajes típicamente ganaderos muestran una gran estabilidad geomorfológica y que no hay signos de deterioro. Bien al contrario, la transformación de laderas en prados de siega, abancalados o no, con abundante arbolado entre parcelas o en lugares donde se concentra la escorrentía superficial, así como la construcción de drenajes para evitar la saturación del suelo y los movimientos en masa, han sido citados como ejemplo de transformaciones paisajísticas que permiten el mantenimiento de una elevada biodiversidad en paralelo con una gran productividad. Ese es el caso de los prados del Valle de Gistaín en el Pirineo Aragonés (Puigdefábregas & Fillat, 1986; Chocarro & Fillat, 1987), o los de la montaña pasiega (Terán, 1947; Ortega Valcárcel, 1975; Montserrat & Fillat, 1978), que han dado lugar a modos de vida muy peculiares (), y tantos otros ejemplos en el Sistema Central o en varios puntos del Pirineo. Pero su extensión es relativamente pequeña en comparación con los paisajes ganaderos más degradados. Por otro lado, los ambientes de praderías bien conservadas suelen ser consecuencia de la transformación de la economía cerealista tradicional en una economía ganadera, utilizando las mejores laderas y fondos de valle para la expansión relativamente reciente de los prados. Por ello, han sido lugares sometidos a permanente mantenimiento y a intensos cuidados y fertilización. El resto del territorio, más marginal por su menor capacidad productiva o por su alejamiento de los núcleos de población, fue gestionado de manera muy diferente, con escasas precauciones y pensando más bien en la utilización a corto plazo. De forma más directa, el pastoreo tiene claros efectos erosivos. Quizás el más importante es el pisoteo, con apelmazamiento del suelo, especialmente cuando éste se encuentra húmedo, y apertura de claros en los lugares de paso más frecuente. Este proceso afecta a los diferentes tipos de ganado, pero sobre todo a los rebaños de ovejas y cabras, por su comportamiento muy sociable y repetido en el tiempo. Se forma así un horizonte superficial poco permeable que se convierte en fuente de generación de escorrentía y de sedimento. Ese es el origen las líneas paralelas, siguiendo casi las curvas de nivel, que se forman en las laderas entre el matorral o en los pastos supraforestales, a veces confundidos en este último caso con pequeños movimientos en masa superficiales. Cuando el desplazamiento del ganado sigue la línea de máxima pendiente, se favorece el desarrollo de incisiones que canalizan la escorrentía y evolucionan hacia cárcavas. En esta misma línea cabe citar el efecto del pisoteo entre
bancales abandonados, siguiendo cicatrices de desprendimientos que no pueden recolonizarse debido al desplazamiento continuo del suelo y a la formación de superficies temporalmente impermeabilizadas. Si el apelmazamiento es el gran problema durante el periodo húmedo, el pisoteo en periodo seco conduce a romper la costra superficial del suelo en lugares con vegetación poco densa, poniendo partículas sueltas a disposición de futuras tormentas o del viento. Ruiz Flaño (1993) puso de manifiesto que la erosión en campos abandonados y pastoreados en el Pirineo daba lugar a un aumento de la pedregosidad superficial hasta dar lugar a un auténtico enlosado de piedras. Llegado ese momento la erosión del suelo alcanza valores muy bajos, ya que se encuentra protegido del splash y del arroyamiento difuso por la cubierta de piedras. Sólo el paso del ganado, removiendo las piedras, pone de nuevo más suelo en disposición de ser erosionado. Es importante tener en cuenta, no obstante, que la recuperación de la vegetación tras periodos de sobrepastoreo es relativamente rápida en la mayor parte de los casos. Así lo han demostrado algunos trabajos que han comparado áreas pastadas y áreas excluidas al pastoreo. En la cuenca de Arnás, Pirineo Aragonés, la exclusión de pequeñas parcelas dio lugar a una rápida recolonización por parte del matorral (J.B. Ries, comunicación personal). En diversos lugares del mundo se ha comprobado que la reducción de la intensidad del pastoreo o incluso su prohibición temporal causa una recuperación de la vegetación y la reversión de los procesos de degradación del suelo en un plazo entre 5 y 10 años (Evans, 2005). Esto significa que una ordenación del pastoreo teniendo en cuenta la degradación de la vegetación y los procesos erosivos podría favorecer la recuperación de áreas deterioradas en un plazo relativamente breve, a condición de que la presión ganadera se adaptase a la capacidad real del territorio.
12. GENERACIÓN DE ESCORRENTÍA Y EROSIÓN EN CUENCAS José M. García Ruiz Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza La erosión del suelo y la desertificación son problemas globales. Los estudios más recientes ponen de manifiesto que se hallan relacionados no sólo con factores físicos (climáticos, edáficos, climáticos) sino también, y en algunos casos muy especialmente, con factores sociales y económicos. La complejidad de los procesos implicados obliga a afrontar su estudio con una perspectiva más integrada de lo habitual. Aunque el estudio detallado de las propiedades hidrológicas y de la resistencia de los suelos sea muy importante; aunque sea imprescindible abordar las interacciones entre, por ejemplo, vegetación, infiltración, generación de escorrentía y erosión a escala de gran resolución; aun reconociendo el interés del estudio del arranque de partículas por las gotas de lluvia o su transporte por el flujo superficial laminar o más o menos concentrado; aun admitiendo la gran influencia de la erosividad de la lluvia, y más en ambientes mediterráneos; aun aceptando todo ello, es evidente que por separado esos aspectos son insuficientes para explicar la variabilidad espacial y la intensidad de los procesos erosivos. Un cambio de escala y de perspectiva puede ayudar a resolver el problema. Existe entre los especialistas un acuerdo creciente acerca de la conveniencia de abordar el estudio de la erosión del suelo a diferentes escalas espaciales. En un capítulo anterior (6: Erosión histórica) se señaló la necesidad de disponer de una amplia perspectiva temporal, con el fin de situar la erosión del suelo en un contexto más amplio que permitiera deducir los efectos de grandes impactos humanos y de las fluctuaciones climáticas. Así es como se ha comprobado, por ejemplo, la intensificación de la erosión tras la quema de bosques para ampliar la superficie de pastos de aprovechamiento estival (Montserrat, 1992; García Ruiz & Valero Garcés, 1998). Cambiar de escala espacial es al menos tan importante, particularmente cuando se pasa del estudio de parcelas experimentales a las cuencas de varias decenas o cientos de hectáreas, a veces incluso menos en las áreas de cárcavas. Las cuencas aportan la posibilidad de estudiar la erosión del suelo y el transporte de sedimento en condiciones totalmente naturales y con una perspectiva sistémica que incorpora los efectos de los cambios de uso del suelo y permite relacionar y jerarquizar la influencia de los diferentes factores que intervienen en el ciclo hidrológico y en la producción de sedimento (García Ruiz & Gallart, 1997).
Por otro lado, hoy se sabe que la mayor parte de los procesos geomorfológicos, y en concreto los relacionados con la erosión del suelo, son escalo-dependientes. Es decir, su probabilidad de ocurrencia o su intensidad están directamente relacionadas con la escala a la que se contempla el problema de la erosión del suelo (Ceballos et al., 1996; BoixFayos et al., 2006; Beguería et al., 2007). Por poner un ejemplo sencillo, las parcelas experimentales cerradas y con límites de trazado rectilíneo no permiten, salvo excepciones, el estudio de la evolución de cárcavas. Incluso la formación de incisiones o regueros escapa a las posibilidades de las pequeñas parcelas experimentales, donde es difícil que la escorrentía pueda concentrarse y favorecer la erosión lineal. La elaboración de balances y presupuestos de sedimento, así como las interacciones entre laderas y cauces son sólo posibles a cierta escala, con la presencia de laderas bien desarrolladas y cauces ya establecidos. García Ruiz & Gallart (1997) resumieron las causas del interés creciente por las cuencas experimentales en España: (i)En las cuencas, la dinámica de sedimentos refleja de manera sintética el estado de conservación de un ecosistema. Normalmente las cuencas experimentales representan ambientes relativamente homogéneos, con determinadas características de la vegetación o los usos del suelo. El patrón del transporte de sedimentos es un excelente indicador de la intensidad de los procesos erosivos y de las relaciones entre precipitación, infiltración y escorrentía. (ii)Las
cuencas
experimentales
permiten
integrar
la
información
hidromorfológica de laderas y cauces. Unas y otros pueden contemplarse como subsistemas dentro del sistema global cuenca y pueden estudiarse por separado, pero aportan sólo un enfoque parcial: ni todos los sedimentos que se movilizan en las laderas llegan a los cauces y son exportados fuera de la cuenca ni todos los materiales desplazados en el cauce durante un evento proceden a corto plazo de las laderas. (iii)Las cuencas experimentales permiten relacionar episodios pluviométricos e hidrológicos con la actividad geomorfológica. Dicha relación también es posible en laderas por medio de parcelas experimentales, pero la energía disponible es muy pequeña en comparación con la de los cauces y no tienen en cuenta los almacenes temporales de sedimento. (iv)Las cuencas experimentales permiten valorar el papel de las diferentes fuentes de sedimento. Una de las tareas más interesantes a escala regional consiste en identificar las fuentes de sedimento, jerarquizándolas por su importancia relativa. La
localización de tales fuentes es básica para planificar la gestión ganadera y forestal y para estimar las consecuencias de posibles cambios de uso del suelo. (v)Por último, las cuencas experimentales permiten valorar los efectos de distintas cubiertas vegetales y de usos del suelo, y establecer patrones de comportamiento hidromorfológico de diferentes ecosistemas. En el apartado 5.6 se han señalado las cuencas experimentales que actualmente se encuentran en pleno funcionamiento. En este capítulo se exponen los principales resultados obtenidos por los diferentes grupos. Es importante tener en cuenta que las comparaciones entre cuencas no siempre son posibles de manera rigurosa, debido a la brevedad de las series de datos y a la no coincidencia de los periodos de estudio. De todas formas, lo importante de las cuencas experimentales no es establecer tasas de erosión del suelo o de exportación de sedimento, sino definir los factores que rigen la respuesta de la escorrentía y de la erosión frente a precipitaciones variables, el papel de la humedad antecedente y de las fluctuaciones de la capa freática, las variaciones espacio-temporales de la generación de escorrentía y de sedimento, o la variabilidad temporal de los diferentes tipos de sedimento transportados en el cauce; esos son los verdaderos problemas. La obtención de información sobre los procesos internos de las cuencas permite la utilización de modelos hidrológicos y predecir respuestas (en caudales y/o en transporte de sedimento) frente a cambios en una parte o toda la cuenca o frente a precipitaciones de diferente intensidad. En este capítulo se presentan los resultados más destacados obtenidos en las cuencas experimentales de España, y se insiste posteriormente en algunos aspectos concretos que contribuyen a explicar el diferente comportamiento hidromorfológico de tales cuencas. 12.1. Las cuencas experimentales españolas. Resultados más relevantes. Como se ha visto en el apartado 5.6, las cuencas experimentales españolas se localizan en una amplia gama de situaciones ambientales, desde los sectores más húmedos, en pleno contexto oceánico, a las condiciones subdesérticas del sureste de España, pasando por áreas de montaña submediterránea y dehesas. Esta variedad permite entender de manera más global el efecto de diferentes cubiertas vegetales y los procesos internos que dominan la respuesta hidrológica y el transporte de sedimento frente a determinados eventos pluviométricos, así como la estacionalidad de esa
respuesta. A continuación se presentan algunos de los resultados más destacados en diferentes cuencas experimentales seleccionadas. 12.1.1. Las cuencas experimentales de Vallcebre El Institut de Ciencies de la Terra “Jaume Almera” controla 6 cuencas experimentales en Vallcebre, en el alto Llobregat, entre 1100 y 1700 m s.n.m., con superficies entre 0.16 y 4.17 km2 (Gallart et al., 1998). Tres de las cuencas se incluyen en la mayor de ellas. La complejidad y diversidad de las instalaciones han permitido abordar diferentes líneas de trabajo, entre las que destacan (i) la elaboración de balances de sedimentos, (ii) el papel hidrológico de las terrazas de cultivo abandonadas, (iii) el efecto de la recolonización vegetal y el papel del arbolado en la organización espaciotemporal de la humedad del suelo, (iv) el ritmo estacional de la producción y el transporte de sedimento en relación con la dinámica de las áreas acarcavadas, y (v) la aplicación de modelos hidrológicos. La Fig. --- muestra el diseño instrumental en este conjunto de cuencas (Gallart et al., 2004). El realizado en la cuenca de Cal Parisa (36 ha) es el primer balance de sedimentos que se realizó en España (Llorens et al., 1992). En una cuenca de terrazas abandonadas se investigó la producción de sedimentos en las laderas y su exportación por la red fluvial. Las áreas fuente de materiales corresponden a sectores con escasa o inexistente vegetación (por ejemplo, pequeñas cicatrices de flujos de barro), que representan menos del 2% de la superficie total de la cuenca. Entre julio de 1989 y diciembre de 1990, la erosión en las cicatrices supuso una pérdida de 42 Mg año-1, y en otras áreas desnudas, 19 Mg año-1. En cambio, la exportación total de sedimento fue de sólo 3 Mg año-1 (de las que 2.6 Mg año-1 fueron en disolución, y 0.6 Mg año-1 en suspensión. La carga de fondo fue irrelevante. La Fig. --- muestra la distribución de los sedimentos en fuentes y sumideros, reflejando que la mayoría de los sedimentos erosionados en las vertientes se redepositan en almacenes temporales. Es importante comprobar que la mayor parte del sedimento exportado procede de los cauces, resultado que se repite en otras cuencas españolas. Algunas de las cuencas de Vallcebre han sido el mejor ejemplo de funcionamiento hidromorfológico de terrazas abandonadas y recolonizadas por la vegetación. La existencia de áreas que se saturan con facilidad (en la parte interna de las terrazas, al pie del bancal superior), así como la construcción artificial de redes de
drenaje para favorecer la salida del agua sugieren un aumento de la torrencialidad en la respuesta hidrológica (Gallart et al., 1994), particularmente en condiciones húmedas. En cambio, durante el verano las terrazas son capaces de absorber lluvias de 50 mm sin que se produzca escorrentía (Gallart et al., 1998). No existe, por lo tanto buena relación entre precipitación y coeficiente de escorrentía, y sí, por el contrario, entre niveles freáticos y coeficiente de escorrentía (Latron et al., 1997). La gran importancia atribuida a la humedad del suelo en la respuesta hidrológica explica el interés por los estudios sobre su distribución espacio-temporal y sus relaciones con la presencia de vegetación (Rabadà et al., 1994). De hecho, la distribución de la humedad del suelo aparece muy relacionada con la topografía y la cubierta vegetal: las áreas situadas en cabecera o con pendiente elevada son más secas que las ubicadas al pie de vertiente o con pendiente suave. También, y esto pudo resultar sorprendente al principio, las áreas con cubierta de bosque son más secas que las de prado, reflejando (i) el elevado consumo de agua por parte del arbolado y (ii) el papel de la interceptación. Estos resultados contribuyeron a romper con la idea de que el suelo bajo cubierta forestal tenía que ser más húmedo que con otras cubiertas. No debe olvidarse, por ejemplo, que Llorens et al. (1997) estimaron que la interceptación por el bosque en Vallcebre podía llegar a valores próximos al 24% de la precipitación total anual. Diversos trabajos han demostrado que a escala de cuenca la generación de escorrentía no está relacionada con la intensidad de la precipitación, sino con las condiciones de humedad antecedente (Llorens, 1991; Llorens & Gallart, 1992; Latron, 2003). De hecho, la mayor parte de las tormentas estivales, muy in tensas en general, son absorbidas por la presencia de suelos con un fuerte déficit hídrico, de manera que en esas condiciones sólo se produce escorrentía y erosión en las áreas de cárcavas o en los mismos cauces, coincidiendo con crecidas efímeras, cortas y de escasa entidad. Por el contrario, a finales de otoño y en primavera, con suelos húmedos y áreas saturadas ocupando superficies variables, ocurren las principales crecidas y la mayor parte de la erosión y transporte (Gallart et al., 2004). La localización de las áreas contributivas se centró en la pequeña cuenca de Can Vila, ocupada en un 52% de su superficie por terrazas abandonadas y con un 33% de bosque, mientras las cárcavas llegan al 0.9%. Latron et al. (2004; Latron & Gallart, 2007) distinguen dos tipos de áreas contributivas (Fig. ---) por (i) superación de la capacidad de infiltración, y (ii) saturación del suelo. Las primeras corresponden a áreas desnudas donde aflora el sustrato margoso o la caliza, con pendiente moderada y
localizadas, en general, cerca del cauce. Su extensión no varía a lo largo del tiempo, representando el 1.9% de la cuenca; en condiciones secas, la producción de escorrentía durante tormentas se restringe a estas áreas desnudas. Las segundas muestran una importante variabilidad espacial y temporal, localizándose en las partes bajas de las vertientes por convergencia de flujos, y donde el nivel piezométrico asciende hasta la superficie; están bien conectadas con el cauce y pueden llegar a representar el 5.2% de la cuenca. Además, están las terrazas, cuya parte interna se satura también con frecuencia, llegando a ocupar como máximo el 1.5% de la cuenca; están muy diseminadas y no siempre cuentan con conexión directa con el cauce. La Fig. --muestra la evolución temporal de los distintos tipos de áreas saturadas en la cuenca de Can Vila. Según Latron & Gallart (2007) la dispersión que muestran las áreas saturadas cuestiona la representatividad de los patrones de saturación derivados de los modelos digitales de elevación, que normalmente no reflejan las estructuras topográficas de detalle como las terrazas, que, sin embargo, pueden tener una gran importancia hidrológica. Gallart et al. (1997 y 2002) concluyen que entre septiembre y junio los patrones espaciales de las áreas saturadas y de humedad del suelo están determinados por el flujo subsuperficial, modificado por la saturación de las partes internas de las terrazas agrícolas abandonadas y por las anomalías negativas de humedad inducidas por las manchas de bosque. Durante el verano cesa este comportamiento por el descenso de la humedad del suelo, y los badlands son las únicas áreas hidrológicamente activas, que producen escorrentía en respuesta a tormentas intensas. Las tasas de erosión obtenidas en algunas de las cuencas y subcuencas reflejan el efecto de la vegetación y otras características de tipo geomorfológico. Así, la microcuenca de El Carot (0.06 km2), formada íntegramente por cárcavas, registra una pérdida media de 600 Mg ha-1 año-1, la cuenca de Ca l’Isard (1.31 km2), con cárcavas, bosques, prados y terrazas, 28 Mg ha-1 año-1, la cuenca de Cal Rodó (4.17 km2), con bosques, prados y terrazas, 7.1 Mg ha-1 año-1, y la cuenca de Can Vila (0.56 km2), con una elevada densidad de cubierta vegetal (campos abandonados y bosque), 0.55 Mg ha-1 año-1 (Regués et al., 2000). Por lo tanto, muy pronto se comprobó que las principales fuentes de sedimento eran las cárcavas, a pesar de que ocupan una extensión muy pequeña, con un ritmo de exportación muy condicionado por la disponibilidad de material alterado (Regüés et al., 1998). CITA (---) demostraron la importancia de los contrastes de temperatura y
humedad y, sobre todo, del hielo-deshielo en invierno y primavera temprana en la alteración del regolito y, ocasionalmente, en el transporte de sedimento hacia los cauces durante lluvias no muy intensas y pequeños deslizamientos, mientras que las lluvias primaverales se encargan de evacuar el sedimento acumulado en laderas y cauces. La existencia en Vallcebre de cuencas con y sin cárcavas ha demostrado que en las cuencas sin cárcavas tanto la concentración media como el aporte anual de sedimento pueden llegar a ser tres órdenes de magnitud menores que los de las cuencas sin cárcavas. Esta diferencia se atribuye una vez más al papel protector de la vegetación y a la moderada respuesta hidrológica de las áreas aterrazadas (Gallart et al., 2004). Un buen ejemplo de ello es el estudio comparativo entre las cuencas de Ca l’Isard y de Can Vila (Soler & Gallart, 2004), en las que las áreas de cárcavas ocupan el 4.5 y el 0.9% del total de la cuenca respectivamente. La concentración máxima de sedimento, durante avenidas de carácter excepcional, llegó a 81 g l-1 en Ca l’Isard, y a 5 g l-1 en Can Vila. La exportación total de sedimento fue de 8.8 Mg ha-1 en Ca l’Isard, y a 0.9 Mg ha-1 en Can Vila, en ambos casos durante el año 2003. Estas cifras reflejan que bastan pequeñas diferencias en la superficie ocupada por las cárcavas para que se produzcan grandes diferencias en la erosión y el transporte de sedimento. La elevada cantidad de sedimento producido en la cuenca de Ca l’Isard, procedente de áreas acarcavadas de reducidas dimensiones, aconsejó la aplicación de un modelo (KINEROS2) para simular la erosión en badlands y detectar posibles irregularidades en las relaciones entre precipitación y producción de sedimento (Martínez-Carreras et al., 2007). Primero se hizo un ejercicio de c alibración del modelo con datos de producción de sedimento en una microcuenca de badlands (1240 m2) y luego se aplicó el modelo a las principales áreas de badlands de Ca l’Isard durante un periodo de 4 años. El modelo confirma la existencia de un desfase entre erosión y transporte de sedimento, mientras que la carga total fue muy subestimada. De hecho, el análisis de los datos correspondientes a un periodo de 10 años en la cuenca de Ca l’Isard demostró que los eventos muy frecuentes de abril y mayo (22% de los eventos) tuvieron una baja eficiencia de transporte (4-8% del sedimento transportado), mientras que los que ocurrieron en noviembre y diciembre (20.4%) fueron mucho más eficientes (52% del transporte) (Soler et al., 2007). 12.1.2. Las cuencas experimentales del Pirineo aragonés
El Instituto Pirenaico de Ecología cuenta con cuatro cuencas experimentales en las cuencas superiores de los ríos Aragón y Gállego, cubriendo un amplio espectro de condiciones ambientales, desde la montaña submediterránea hasta la alta montaña alpina (Fig. ---). La cuenca de Izas (0.33 km2) es la más antigua, monitorizada desde 1996. Se localiza en la margen derecha de la cuenca alta del Gállego, entre … y … m, sobre sustrato de pizarras carboníferas. Las abundantes precipitaciones (superiores a 1500 mm de media anual) y la elevada innivación favorecen el desarrollo de movimientos en masa superficiales de lenta evolución (terracillas y lóbulos de solifluxión). La mayor parte de la cuenca está ocupada por pastos alpinos aprovechados tradicionalmente en verano por rebaños de ganado lanar; sólo un pequeño sector de cabecera está sin vegetación. Las otras tres cuencas se localizan en montaña media, como subafluentes del río Aragón. La de Arnás (2.84 km2) fue monitorizada en 1996. Es afluente del río Lubierre, sobre sustrato de flysch eoceno, entre 913 y 1334 m. Se orienta de oeste a este, con un notable contraste entre la vertiente que mire al norte, sensiblemente más tendida que la que mira al sur. Está afectada por movimientos en masa profundos y algunos movimientos superficiales (flujos de derrubios). Lo más destacado de esta cuenca es que fue cultivada hasta mediados del siglo XX, en campos no aterrazados, a veces mediante sistemas de cultivo itinerante. Tras su abandono, la cuenca entró en un proceso de recolonización vegetal, con diferentes formaciones de matorral y algunos bosque de Pinus sylvestris, formando un mosaico complejo. Los suelos son más profundos en la vertiente umbría, mientras en la solana son más pedregosos y con evidencias de arroyamiento superficial. En esta cuenca y en la de San Salvador la precipitación media anual es de 950 mm. La cuenca del San Salvador (0.92 km2) fue monitorizada en 1997, aunque la información más continua y fiable sólo está disponible desde 2000. Es afluente del río Estarrún, también con sustrato de flysch eoceno, entre 878 y 1303 m. Toda la cuenca está cubierta por un bosque denso de Pinus sylvestris, Fagus sylvatica y Quercus gr. faginea. La cuenca de Araguás (0.45 km2) se monitorizó en el año 2000, sobre sustrato de margas eocenas en el sector medio e inferior y flysch en el superior, entre 780 y 1105 m. La principal característica de la cuenca es la presencia de una red densa y activa de cárcavas acompañando al afloramiento de margas. Las cárcavas representan el 25% de
la cuenca, más en las vertientes umbrías que en las solanas. La cabecera de la cuenca está reforestada artificialmente con Pinus nigra y P. sylvestris. La precipitación media anual es de unos 800 mm. Es evidente que existen grandes diferencias entre estas tres cuencas y la de Izas, lo que exige un tratamiento diferente. Esta última corresponde a un ambiente de alta montaña, con fuerte y persistente innivación, mientras las otras tres están en un ambiente de montaña media submediterránea, con precipitaciones moderadas y escasa influencia de la nieve. En Arnás, San Salvador y Araguás puede estudiarse la influencia hidrológica y geomorfológica de la cubierta vegetal y de los usos del suelo, teniendo en cuenta que los factores topográficos, litológicos y climáticos pueden considerarse similares. Es decir, las diferencias en la respuesta hidrológica o en el transporte de sedimento deben atribuirse más a las características de la vegetación que a cualquier otro factor. En la cuenca de Izas existe un fuerte contraste hidrológico estacional (Fig. ---). En invierno el caudal es muy bajo y constante, debido a que la precipitación cae en forma de nieve y es retenida como tal durante la estación fría. Desde mediados de primavera la fusión de la nieve produce unas ondas diarias de caudal relacionadas con la oscilación de temperatura, a veces con fuertes avenidas ligadas a lluvias frontales. Después de junio desciende mucho el caudal, aunque el estiaje se ve interrumpido por frecuentes tormentas de corta duración. En otoño las avenidas vuelven a ser de elevada intensidad, acompañando a lluvias frontales y de carácter mediterráneo. En estas condiciones, el transporte de sedimento es casi inexistente en invierno, moderado en primavera (momento en el que está dominado sobre todo por los solutos), muy abundante, en general, en otoño (con abundante carga gruesa), y más espasmódico en verano, asociado a las tormentas ( Alvera, 2000; Alvera & García Ruiz, 2000). Es interesante señalar que en primavera puede producirse la salida del 70% de la escorrentía anual y, sin embargo, apenas se exportan gravas (Martínez Castroviejo et al., 1991). Casi todos los años, las lluvias y avenidas otoñales son las que han mostrado una mayor energía y capacidad para transportar sedimento. El mejor ejemplo es el de la avenida de octubre de 1982, que transportó 17 t como carga de fondo, más de lo que exporta la cuenca casi todos los años del periodo de estudio. Esa avenida sirvió también para constatar que las grandes crecidas agotan el sedimento para una larga temporada, de manera que otros eventos de similar intensidad no fueron capaces, poco después, de transportar más que cantidades menores de carga gruesa. El balance provisional de
sedimento, sujeto a una gran variabilidad interanual, refleja el predominio de los solutos (entre el 80 y el 85%) sobre el sedimento en suspensión (en torno al 15%) y la carga de fondo (entre el 1 y el 5%) (Alvera, 2000; Alvera & García Ruiz, 2000). Esta distribución contrasta con la de otras cuencas de alta montaña en el mundo, en las que la carga de fondo alcanza una mayor importancia en relación con los procesos de meteorización física de la roca (gelifracción por contrastes de hielo-deshielo). Sin embargo, la actividad biológica ligada a suelos profundos y vegetación densa, así como la fácil meteorización química de las pizarras favorece en la cuenca de Izas un mayor peso de los solutos. Precisamente el transporte de solutos fue objeto de un estudio detallado en la cuenca de Izas. En ella, Díez et al. (1991) y Alvera (2000) comprobaron que la concentración de los diferentes nutrientes reacciona de distinta manera durante las crecidas. Así, magnesio, sodio y sulfatos se relacionan negativamente con el caudal, de manera que se producen procesos de dilución a medida que aumenta el caudal. Eso se debe a que su origen está en el suelo y la roca, por donde el agua fluye lentamente favoreciendo su disolución. Por el contrario, el fósforo está positivamente relacionado con el caudal, debido a que las principales fuentes de fósforo están en la superficie del suelo (plantas y animales muertos, heces, hojarasca, suelo orgánico) y es disuelto por la escorrentía superficial. Algo parecido sucede también con potasio, cloro y nitrato. La Fig. --- muestra el coeficiente de escorrentía anual en las tres cuencas de montaña media. El valor más elevado (69%) se obtiene en la cuenca de cárcavas (Araguás), seguida por la cuenca de campos abandonados (Arnás: 25%) y la cuenca forestal (San Salvador, 12%). Este es un resultado muy importante, porque las entradas en forma de precipitación son muy similares, sugiriendo que el consumo de agua por parte de la cubierta vegetal y la interceptación controlan buena parte de la respuesta hidrológica. Así, los primeros datos disponibles de interceptación en la cuenca de San Salvador entre abril y septiembre de 2006 indican que pinos, hayas y robles interceptan en promedio el 15, 19 y 15% de la lluvia, respectivamente, llegando al 27% en el caso de las hayas con sustrato denso de matorral (Serrano Muela et al., en prensa). Estas cifras son susceptibles de variación en el futuro, dependiendo de las características de la lluvia y de los ciclos vegetativos del arbolado, pero de momento permiten explicar las diferencias hidrológicas entre ambientes con diferente cubierta vegetal. La Fig. --- se refiere a las relaciones entre precipitación y pico de caudal durante cada evento pluviométrico en las tres cuencas. No se han encontrado relaciones
significativas entre esas dos variables en la cuenca de San Salvador (r2= 0.047), en la que la respuesta hidrológica a escala de tormenta muestra una extraordinaria variabilidad. La cuenca de Arnás también tiene un comportamiento irregular, pero en general el pico de caudal aumenta a medida que lo hace la precipitación (r2 = 0.50; p<0.01). En la cuenca de Araguás las relaciones son muy estrechas, sobre todo en el caso de las lluvias de más de 10 mm (r2= 0.85; p<0.01); en consecuencia, las características de la lluvia explican gran parte de la variabilidad de la respuesta hidrológica. La Fig. --- ilustra sobre la evolución de la precipitación y el caudal durante el año hidrológico 2005-06 en las tres cuencas. Aunque la distribución de la precipitación es similar para las tres cuencas, el caudal muestra muchas diferencias. Así, la cuenca de San Salvador no reacciona a las lluvias intensas de otoño, registra algunas pequeñas crecidas en invierno y concentra las avenidas más intensas en primavera. No registró ninguna crecida en verano, a pesar de que ocurrieron varias tormentas. La cuenca de Arnás reacciona a casi cualquier precipitación, con fuertes aumentos de caudal en otoño, avenidas secundarias en invierno y nuevas crecidas de gran intensidad en primavera; las tormentas de verano no producen aumentos destacados de caudal (García Ruiz et al., 2000). En la cuenca de Araguás, la ocurrencia de avenidas refleja la de las lluvias, incluso durante las tormentas de verano. En el año hidrológico 2005-06, sólo se registraron 6 crecidas en la cuenca de San Salvador, 12 en la de Arnás y 44 en la de Araguás. Es interesante señalar que toda la cuenca de Araguás (al menos el sector ocupado por cárcavas) es contribuyente hidrológicamente en casi todos los eventos, mientras que la cuenca de San Salvador sólo es contribuyente en su totalidad de manera muy excepcional, cuando muchas lluvias antecedentes han saturado el perfil de la capa freática. En cambio, Arnás se comporta como un mosaico muy complejo de acuerdo con la intensidad y duración de la lluvia y con la altura de la capa freática. Por ello, la localización de las áreas contribuyentes muestra una gran variabilidad espacial, desde pequeños sectores degradados cerca del cauce a la totalidad de la cuenca (García Ruiz et al., 2005). Lana-Renault et al. (2007) señalan que en Arnás, durante condiciones secas, la escorrentía por exceso de infiltración (hortoniana) en áreas de reducida superficie es el principal proceso de generación de escorrentía, mientras en condiciones húmedas la escorrentía por exceso de saturación y la subsuperficial son los procesos dominantes.
Los análisis estadísticos llevados a cabo para identificar los factores que mejor explican la variabilidad de los picos de crecida demuestran el peso decisivo de la intensidad de la lluvia en la cuenca de Araguás, el volumen de lluvia y la lluvia antecedente en Arnás, y la altura de la capa freática y la lluvia antecedente en San Salvador. En esta cuenca sólo se registran aumentos de caudal cuando la capa freática está cerca de la superficie al principio del evento lluvioso (Serrano Muela et al., en prensa). La Fig. --- muestra la tendencia estacional de la profundidad media de la capa freática (y su desviación estándar) para la cuenca de Arnás en el año hidrológico 20052006 (Lana-Renault et al., 2007). Se aprecia claramente la existencia de 3 periodos : (i) desde primeros de diciembre hasta mediados de mayo, cuando la capa freática está alta y la desviación estándar es muy baja; (ii) desde finales de mayo o junio hasta el fin del verano, cuando el aumento de la evapotranspiración y el descenso de las lluvias provoca un progresivo desecamiento de la cuenca, y aumenta la desviación estándar, reflejando la diferente dinámica de unos lugares a otros; y (iii) desde la primera lluvia de otoño (octubre) hasta finales de noviembre, cuando la cuenca entra en un periodo de recuperación que también se caracteriza por su gran variabilidad espacial. También existen grandes diferencias en el transporte de sedimento. En San Salvador la mayor parte del material es exportado en forma de solutos (73.5%), frente al sedimento en suspensión (26.5%). Los balances de sedimentos realizados en Arnás en 2003-04 y 2005-06 arrojan también el predominio de los solutos (48 y 61% respectivamente), seguidos por el sedimento en suspensión (46 y 34%) y la carga de fondo (6 y 5%) (Regués et al., 2004). Un intento provisional para estimar la exportación de sedimento en cada cuenca (1 año de datos en la cuenca de Araguás y casi 10 años en Arnás y San Salvador) confirma un claro descenso de la erosión y el transporte de sedimento a medida que aumenta la densidad de la cubierta vegetal. Así, la pérdida media de sedimento es de unos 120 Mg km-2 año-1 en San Salvador, 300-600 Mg km-2 año-1 en Arnás, y 15,300 Mg km-2 año-1 en Araguás, donde las pérdidas llegan a 57,500 Mg km-2 año-1 si sólo se considera la superficie ocupada por las cárcavas. En la cuenca de Arnás se ha estudiado además con cierto detalle el transporte de fondo (Lana-Renault & Regués, 2007), dado que el cauce principal está cubierto de gravas relativamente grandes (D50: 100mm). Se ha contado con 12 crecidas en la que se ha transportado carga de fondo (caudal crítico: 0.4 m3 s-1) y con la ocurrencia de una avenida de baja frecuencia (correspondiente a un periodo de retorno de 25 años). Los
resultados obtenidos demuestran la importancia de los eventos de baja frecuencia en el transporte de fondo y la gran dependencia de este último respecto al pico de caudal (Lana-Renault et al., 2006 a). En la práctica, la carga de fondo presenta una elevada variabilidad interanual condicionada por la ocurrencia de c recidas de gran magnitud (Lana-Renault et al., 2006 b). En los diez años de registro, la carga de fondo nunca ha representado más del 30% de la producción de sedimento durante una crecida, siempre por debajo del sedimento en suspensión. La comparación entre el transporte de la carga de fondo en las cuencas de Arnás (montaña media) y de Izas (alta montaña) refleja una mayor eficiencia en el primer caso debido sobre todo a que la disponibilidad de sedimento grueso es ilimitada en Arnás a lo largo de todo el curso, mientras que en Izas está limitado a la cabecera. (Lana-Renault et al., 2006 b). 11.1.3. Las cuencas costeras de Cataluña Los estudios pioneros de María Sala sobre la geomorfología de la cuenca del río Tordera fueron realizados en la década de los setenta, aunque fueron publicados en 2004. Desde entonces existe una larga y fructífera tradición de trabajos en cuencas de la costa y el interior de Cataluña, además de los ya señalados en la cabecera del río Llobregat (Vallcebre). El interés por estas cuencas es evidente: (i) se localizan en un ambiente mediterráneo de lluvias ocasionalmente muy torrenciales, que pueden superar los 200 mm en 24 horas, (ii) las cuencas son de reducidas dimensiones en general, con fuertes pendientes que favorecen la rápida concentración de la escorrentía superficial y la generación de avenidas súbitas, dotadas de gran energía para el transporte de sedimento y la erosión del cauce, (iii) la creciente urbanización de estas cuencas introduce cambios importantes desde un punto de vista hidrológico y permite analizar sus consecuencias en la generación de crecidas. En todas las cuencas estudiadas se dispone de importante información sobre transporte de sedimento. La cuenca del río Tordera (superficie total de 894 km2) ha sido estudiada muy intensamente, más desde una perspectiva geomorfológico que hidrológica. Los distintos autores se han interesado por las fuentes de sedimento y por la elaboración de balances de entradas, salidas y acumulación de sedimento en el cauce y por estimar el volumen de sedimento exportado. Así, Rovira et al. (2004 y 2005) estudiaron entre enero de 1997 y junio de 1999 el balance de sedimentos en el bajo Tordera, aunque las medidas de transporte de sedimento se limitaron a un tramo de 11 km durante dos años y medio. Los resultados
arrojan una entrada de 62,680 toneladas de sedimento al año, de los cuales el 80% es carga de fondo y el 20% sedimento en suspensión, la mayoría de las veces con caudales inferiores al estado de cauce lleno (bankfull stage). Las salidas hacia aguas abajo del tramo estudiado indican una exportación media anual de 42,800 toneladas, de las que el 83% es carga de fondo y el 17% sedimento en suspensión, casi exclusivamente durante crecidas. Esto quiere decir que durante el periodo estudiado el cauce experimenta una acumulación de 14,600 toneladas, fundamentalmente como carga de fondo, sobre todo durante los años secos de 1998 y 1999, debido a la ocurrencia de pequeñas crecidas en la parte superior de la cuenca que no llegaron a la parte más baja. Rovira et al. (2005) estimaron una agradación media en el cauce de 6.8 mm año-1, que fue corroborada mediante secciones transversales.La importancia de la carga de fondo se explica porque se trata de un lecho de arena, que se moviliza frecuentemente como carga de fondo. La acumulación de sedimento en el cauce debe ser temporal, a no ser que estemos ante un cambio en la dinámica hidromorfológica de las laderas, con un aporte creciente de sedimento sin que aumente la capacidad de exportación. Más bien debe tratarse de una de las muchas fluctuaciones en el balance de sedimento que experimentan todas las cuencas con suficiente complejidad topográfica. Es muy probable que la ocurrencia de una avenida extraordinaria provoque la exportación de gran parte del sedimento acumulado en el cauce durante años de eventos hidrológicos de moderada intensidad. Aunque la incertidumbre en este caso sea extrema, es interesante señalar que el tiempo de residencia estimado para el sedimento oscila entre 6 años para el canal activo y 164 años para el sedimento ubicado por encima del nivel de cauce lleno, que sólo sería arrastrado durante crecidas intensas. También en el río Tordera, Rovira & Batalla (2006) estudiaron la variabilidad del sedimento en suspensión a diferentes escalas temporales. A escala de evento comprobaron que el pico de sedimento en suspensión precede generalmente al pico de crecida, lo que sugiere que las orillas y el propio cauce son importantes fuentes de sedimento. También confirmaron la tendencia al agotamiento parcial de sedimento cuando las crecidas consecutivas ocurren en un plazo de tiempo muy breve: así, durante dos crecidas separadas por 4 días con picos de caudal de 23.5 y 25 m3 s-1, se registró un transporte de 742 y 458 toneladas respectivamente. Estacionalmente, las mayores cargas de sedimento en suspensión se producen en otoño, que llega a concentrar el 80% del total anual, coincidiendo con el periodo de mayor número de crecidas y más intensas
(47% de los caudales anuales). En cambio, en invierno, con el 41% del caudal, sólo se transporta el 10% del sedimento en suspensión. Rovira & Batalla (2006) distinguen así dos fases de producción y transporte de sedimento: durante la primera fase (invierno, primavera y verano) tienen lugar los procesos de meteorización y erosión en las laderas, y en la segunda fase (otoño) el sedimento es transportado hacia el cauce y hacia aguas abajo, con progresivo agotamiento en sucesivas avenidas. A escala anual, la media de exportación de sedimento en suspensión durante el periodo de estudio (1996-99) fue de 39,500 toneladas, con una alta variabilidad (8129 toneladas en 1997-98 frenta a 98,900 toneladas en 1996-97.La producción específica de sedimento en suspensión fue de 50 Mg km-2 año-1. Dentro de la cuenca del río Tordera, Batalla et al. (1995) realizaron un ensayo de presupuesto sedimentario en la subcuenca de Arbucies (106 km2). Se estudió la concentración de solutos y de sedimento en suspensión y la carga de fondo. Posteriormente se cuantificó la importancia de las diferentes fuentes y sumideros de sedimento y, por último, se llegó a un balance anual y a la estimación de la tasa de denudación de la cuenca. Se trata de uno de los trabajos más completos que existen sobre erosión y transporte de sedimento a escala de cuenca, si bien no integra los resultados geomorfológicos con el funcionamiento hidrológico de la cuenca. Por otro lado, se trata de la fotografía de un año concreto que puede servir de orientación, pero que está sujeta a una enorme variabilidad interanual. Batalla et al. (1995) estimaron la producción anual de solutos 4116 Mg, es decir, 388 kg ha-1 año-1. El 15% de los solutos corresponden a la aportación de sales contenidas en la lluvia (620 Mg). El sedimento en suspensión, con una concentración media de 191 mg L-1, registra una exportación anual de 3371 MG, es decir, 318 kg ha-1 año-1, con una marcada concentración en los eventos hidrológicos de mayor relevancia, pues el 92% de la carga anual se transporta durante el 20% del tiempo. La carga de fondo, dominada por materiales relativamente pequeños (D50: 2.2 mm; D95: 71 mm) se estima en 6570 Mg, es decir, 620 kg ha-1 año-1. La producción anual de sedimento, que alcanza la cifra de 14,050 Mg, está dominada por la carga de fondo (45%), seguida por los solutos (30%) y el sedimento en suspensión (25%). Para los autores la elevada proporción de la carga de fondo se debe al movimiento continuo de la fracción arena en el lecho. La tasa de denudación para toda la cuenca se estimó en 0.05 mm año-1 o 50 mm cada 1000 años y una contribución de 130 Mg km-2 año-1.
El estudio de las fuentes de sedimento en la cuenca de Arbucies confirmó la importancia del cauce, que aporta el 34% del sedimento total, mientras las laderas contribuyen con el 41.5% (sobre todo por reptación) y las áreas con fuerte impacto humano (carreteras, pistas, campos de cultivo) con el 20%. La lluvia aportaría el 4.5% restante. La elevada proporción de la carga de fondo en la cuenca del río Tordera y el papel relevante del cauce como fuente de sedimento motivaron el desarrollo de una línea de investigación centrada en el transporte de fondo (García, 1999). Son bien conocidas las dificultades para estudiar la carga gruesa, particularmente en ríos o torrentes de ciertas dimensiones, dado el gran volumen de sedimentos implicados y la complejidad de las mediciones, así como la gran irregularidad con que se producen los eventos que transportan carga de fondo. En este caso, el autor construyó dos trampas de tipo Birbeck o de presión, consistentes en una caja de cemento armado instalada dentro del lecho del río, una caja metálica de acero inoxidable colocada dentro de la caja de cemento, y un cojín de caucho relleno de agua, ubicado dentro de la caja de cemento y situado debajo de la caja metálica. El cojín de agua está conectado a un sensor de presión (Fig. ---). La capacidad de la trampa es de 460 kg. El trabajo de García (1999) confirmó que el transporte de la carga de fondo está sujeto a grandes variaciones durante cada crecida, y no sigue el ritmo del caudal, de manera que fluye a modo de nubes de gravas que son independientes de las fluctuaciones del caudal en periodo de crecida. La morfología del cauce es el principal factor de regulación del transporte de fondo en el río Tordera, que está condicionado por la rugosidad de las formas, el desarrollo de una coraza superficial (armour layer) y la disponibilidad de sedimento en estructuras móviles. Por eso resulta tan frustrante la utilización de fórmulas para la predicción de la carga de fondo, particularmente en río caracterizados por una elevada torrencialidad. En el caso del río Tordera, la fórmula de Meyer-Peter y Müller y la de Bagnold sobrestiman entre 1.2 y 96.7 veces las tasas de transporte obtenidas en el campo. El autor llega a la conclusión de que el lecho responde de forma muy variable a cada crecida y las tasas de transporte de fondo no se relacionan necesariamente con las características hidráulicas del flujo. Cerca de Barcelona, Martín Vide et al. (1999) estudiaron la Riera de les Arenes, afluente del Llobregat. Con una superficie de 30 km2, que se desarrollan entre 200 y 1104 m de altitud, la parte alta corresponde a un área protegida con bosque mediterráneo, mientras la parte baja está muy urbanizada. Su longitud es de 18.3 km,
estando canalizados los 8.2 km inferiores. La cuenca cuenta con dos estaciones de aforo y una gran trampa de sedimento con capacidad para 120 m3. Sólo el 20.3% del sedimento atrapado corresponde a limo o arena (<2mm); el resto es carga de fondo. El barranco va casi siempre seco, pero puede experimentar crecidas muy bruscas de gran violencia, como el 25 de septiembre de 1962, cuando una tormenta de unos 200 mm causó casi 1000 muertos. En esta cuenca se mide el transporte de sedimento mediante un procedimiento complejo y costoso, dada la superficie del área de drenaje y la ocurrencia de eventos extraordinarios. Los resultados publicados hasta ahora, referidos a 3 avenidas, reflejan un transporte de sedimento de 750, 650 y 800 m3, en este caso, a diferencia de lo observado en el río Tordera (García, 1999), muy por encima de las estimaciones obtenidas mediante la aplicación de la fórmula de Meyer-Peter y Müller (93, 123 y 83 m3 respectivamente). Esto da idea de la importancia de disponer de datos reales a partir de mediciones en cuencas, y de la dificultad de aplicar fórmulas a cuencas torrenciales sujetas a avenidas súbitas. En el caso de la Riera de les Arenes también influye la ausencia de un nivel de coraza o armazón superficial, lo que favorece el transporte de la carga gruesa. La cuenca de Vernega, en el macizo de las Gavarres, extremo septentrional de la Cordillera Costera Catalana, también ha sido objeto de estudio por parte de Sala & Farguell (2002) y Outeiro et al. (2006). En esta cuenca se seleccionaron dos subcuencas: (i) La cuenca Bosc, de 1.6 km2, está ocupada en su totalidad por bosque mediterráneo. y (ii) la cuenca Campàs, de 2.4 km2, de los que el 10% está ocupado por cultivos y el resto es bosque. La primera se encuentra integrada en la segunda, facilitando así la comparación entre una cuenca no perturbada y otra con impronta humana. En general, la escorrentía sólo está presente entre octubre y marzo, en parte por el ritmo de las precipitaciones y en parte por la elevada porosidad de la capa de granito meteorizado y el consumo de agua por el bosque desde finales del invierno. En consecuencia, el coeficiente de escorrentía es relativamente bajo, alrededor del 8-9%, algo mayor en la cuenca Campàs que en Bosc. Además, esta última muestra valores más bajos de los picos de crecida y valores algo más elevados de flujo de base, a la vez que su respuesta es más lenta. En las dos cuencas la erosión es muy baja, estimada en 7 kg ha-1 año-1 en Campàs y en 5 kg ha-1 año-1 en Bosc para el año hidrológico 1993-94, y aún inferior entre 1997 y 1999, lo que se explica por la capacidad de infiltración del regolito y la elevada proporción de bosque. Las concentraciones de sedimento en
suspensión son siempre muy bajas, con máximos en torno a 200 mg L-1. Como en otras cuencas, las condiciones de humedad antecedente condicionan mucho la escorrentía total durante una crecida y su pico de caudal. Para Outeiro et al. (2006) no puede discernirse claramente la influencia de los usos del suelo en el transporte de sedimento, dado que los valores obtenidos son muy bajos y no muy diferentes en ambas cuencas. Más al interior, aunque directamente influida también por el régimen de lluvias mediterráneas, la Ribera Salada ha sido objeto de un estudio detallado de balance de sedimento (Batalla et al., 2005). Localizada en el Prepirineo catalán, entre 420 y 2385 m, ocupa una superficie de 222 km2 y desemboca en el río Segre a la altura del embalse de Rialb. En un 75% la cuenca está cubierta de bosque, aunque las áreas agrícolas mantienen una notable importancia (24.5%). Las medidas de transporte de sedimento se tomaron entre 1998 y 2002 y arrojan un claro predominio del sedimento en suspensión frente a la carga de fondo: 13,600 Mg año-1 y 2175 Mg año-1 respectivamente, con una tasa de exportación de 2.1 Mg ha-1 año-1 y 0.2 Mg ha-1 año-1. El sedimento en suspensión representa, por lo tanto, el 91% de la carga total, mientras la carga de fondo se reduce al 9%. A partir de estas cifras la tasa de denudación se ha establecido en 0.14 mm año-1, es decir, 140 mm cada 1000 años, lo que se considera un valor elevado en comparación con otras cuencas forestales. Un dato importante, que coincide con los resultados obtenidos a diferentes escalas, es que un os pocos eventos son responsables de gran parte del transporte total. De hecho, la mayor parte de la carga anual (más del 90%) es transportada por caudales igualados o superados menos del 10% del tiempo. Más aún, los eventos de crecida (equivalentes a caudales igualados o superados el 0.5% del tiempo) son responsables del transporte de alrededor del 50% de la carga total anual de sedimento. (Batalla et al., 2005). El transporte de sedimento se halla controlado por la disponibilidad de sedimento fino en el cauce en el caso del sedimento en suspensión, y por el umbral de arrastre de materiales del lecho en el caso de la carga de fondo. El tiempo de residencia del sedimento en el cauce se estimó en alrededor de 100 años, cifra que se obtiene a partir del volumen total de sedimento almacenado y la tasa media anual de transporte de sedimento. Para esta cuenca existe también información acerca de la exportación de solutos a partir de un muestreo quincenal de agua, oscilando la pérdida total entre 145 y 1920 kg ha-1 año-1 (Orozco et al., 2006). 11.1.4. La cuenca de Guadalperalón en la dehesa extremeña
Las dehesas representan más del 50% de los usos del suelo en el suroeste de la Península Ibérica. Se caracterizan por un bosque abierto de encinas y/o alcornoques con una cubierta herbácea más o menos densa según las características del terreno y la estación del año, siendo casi igual a cero en verano. La densidad de arbolado oscila entre 30 y 45 individuos ha-1 en la mayor parte de la cuenca y entre 5 y 15 en un sector de la parte alta. El fondo del valle carece de árboles. Los suelos son, en general, muy pobres, de escaso espesor, ácidos (sobre sustrato granítico y paleozoico) y de bajo contenido en materia orgánica. Por ello, el uso tradicional de la dehesa ha sido muy extensivo, con pastoreo de ganado ovino, caprino, vacuno y porcino y un uso agrícola limitado a las vallonadas donde los suelos alcanzan mayor espesor, y a áreas llanas donde los barbechos suelen ser muy largos. Como es bien conocido, la dehesa tiene además muchos otros valores naturales, de manera que el interés por su estudio hidromorfológico resulta clave para la gestión del territorio y el control de la erosión del suelo. Esta es básicamente la razón por la que desde principios de los años 90 se monitorizó la cuenca de Guadalperalón, dentro de la cuenca del río Magasca que a su vez es afluente del Tajo. La cuenca cuenta con una superficie de 0.35 km2, y recibe una precipitación media anual de 512 mm. Como gran parte del suroeste peninsular, el relieve corresponde a una superficie de erosión suavemente ondulada en la que pueden distinguirse amplios valles. Dentro de la cuenca, Ceballos & Schnabel distinguen tres unidades de relieve: (i) la superficie de erosión, con pendientes inferiores al 9%, (ii) las laderas, con pendientes entre el 10 y el 37%, y el fondo de valle, con un relleno de hasta 1.8 m de espesor y una pendiente inferior al 4%. Los estudios que se han llevado a cabo son muy diversos, aunque fundamentalmente tratan de aportar información sobre la generación de escorrentía y su variabilidad espacial y temporal, y sobre la distribución estacional de la erosión. Además se ha estudiado la organización espacial de la humedad del suelo y, en particular, la influencia de las encinas en esa organización. La interceptación de la lluvia por el arbolado ha sido también objeto de prolongados estudios. Para ello se ha dispuesto de una estación de aforo con capacidad para 860 L s-1, 27 parcelas abiertas, de tipo Gerlach, distribuidas en ambientes muy diferentes y una estación meteorológica (Schnabel, 1997; Ceballos & Schnabel, 1998). Además, se colocaron numerosos pluviómetros bajo cubierta de encina y fuera de ellas (ver también el capítulo 9), y se ha diseñado un modelo hidrológico de simulación (Maneta et al., 2007).
Dado el bajo volumen anual de precipitaciones, sólo unos pocos eventos al año producen caudal en el cauce. La escorrentía media anual depende mucho de la variabilidad de las precipitaciones (y también de su distribución a lo largo del año), llegando en años secos (por ejemplo, en 1991 y 1992) a ser el 1.1%, aunque se ha llegado hasta el 15.9%. El coeficiente de escorrentía medio está en torno al 7% Schnabel & Mateos, 2000), que entra dentro de lo esperable en ambientes semiáridos (Domingo et al., 1994), aunque el periodo de estudio ha sido más seco de lo normal (Schnabel, 1997; Ceballos & Schnabel, 1998). En general, los coeficientes de escorrentía en la ladera son sensiblemente mayores que a escala de cuenca, lo que sugiere que se produce reinfiltración en los fondos de valle, que actúan como sumidero de agua y sedimento. Sólo después de un periodo húmedo, nuevas lluvias son capaces de producir escorrentía en la cuenca, cuando los fondos de valle se encuentran ya saturados. Ceballos et al. (1996) demostraron que a escala de ladera existe una relación estadísticamente significativa entre precipitación y escorrentía, y no así a escala de cuenca, lo que confirma la mayor complejidad de los procesos hidrológicos a medida que se amplía la escala. La ausencia de correlación entre los coeficientes de escorrentía en ladera y los de cuenca, y el hecho de que los primeros sean superiores a los segundos refleja que gran parte del agua que circula por las vertientes se infiltra en los fondos de valle rellenos. La variabilidad espacial de la generación de escorrentía fue comprobada por Ceballos et al. (1998), tras dividir la cuenca en cinco unidades paisajísticas: (i) G1, con una densidad de arbolado entre 30 y 45 pies ha-1 y un suelo poroso caracterizado por una elevada capacidad de campo; (ii) G2, con una densidad de arbolado entre 5 y 45 pies ha-1, una cubierta de pastos discontinua y suelos de similares características que los anteriores; (iii) G3, sin arbolado, frecuentes afloramientos de pizarras y costras de líquenes, además de contar con una baja capacidad de campo; (iv) AC, concavidades en fondos de valle rellenas de sedimento, con elevada capacidad de campo y saturación frecuente durante lluvias persistentes; y (v) TR, ocupando pequeñas manchas dispersas dentro de G1 Y G2, bajo la copa de las encinas, con muy alta porosidad y capacidad de campo. La instalación de parcelas abiertas en cada una de estas unidades permitió comprobar que los mayores valores de generación de escorrentía se registran en G2 y G3, seguidas muy de lejos por G1 y TR, mientras las más bajas se registran en AC. La
cubierta vegetal, las características físicas del suelo y la posición topográfica son, evidentemente, los factores que mejor explican la respuesta hidrológica. Ceballos & Martínez Fernández (2002) estudiaron la distribución espaciotemporal de la humedad del suelo y su influencia hidrológica, confirmando que la humedad antecedente es un factor clave para explicar la respuesta hidrol´ògica de los suelos a diversas escalas. En general cuanto mayor es el contenido en humedad del suelo, más rápida es la respuesta hidrológica. Las áreas generadoras de agua y sedimento varían con los cambios de humedad del suelo, de manera que, tal como se ha comprobado en otras cuencas, las llamadas áreas contribuyentes muestras grandes fluctuaciones a lo largo del año. En situación de suelos secos, los valores de escorrentía más altos se registran en las áreas más degradadas (ver también Latron & Gallart, 2007), mientras que cuendo los suelos tienen un contenido de humedad por encima de la capacidad de capo, son las áreas de acumulación y relleno de sedimentos las que registran los valores más elevados de escorrentía. La erosión del suelo es también, en consecuencia, muy variable, con pérdidas en las parcelas abiertas entre 9.2 y 58.5 Mg ha-1 año-1 , con los valores más bajos en lugares con cubierta de encina y en sitios coluviales, y los más altos en áreas con más del 50% de suelo desnudo. (Schnabel, 1997). En general, las cifras obtenidas de pérdida de suelo pueden considerarse moderadas, en la medida en que también lo es la escorrentía. Así, la tasa media de erosión en las laderas se estima en 22.1 Mg ha-1 año-1, mientras la erosión en la cárcava del fondo de valle representa unos 19.0 Mg ha-1 año-1 adicionales, valores todos ellos inferiores a los obtenidos en el Levante español y en las áreas de montaña submediterránea, a la vez que comparables a las pérdidas en áreas de clima oceánico (Zabaleta et al., 2007). Schnabel (1997) llega a la conclusión de que la erosión en dehesas alcanza valores aceptables si no hay sobrepastoreo, es decir, si se mantienen unas condiciones de uso tradicionales extensivas. La cuenca de Guadalperalón fue abandonada en 2002. Una nueva cuenca se instaló posteriormente en Parapuños (99.5 ha de superficie), deonde se han confirmado muchos de los resultados de la anterior. Así, durante el año hidrológico 2002-2003 , desde octubre a mediados de noviembre el déficit hídrico fue tan alto que sólo una tormenta fue lo suficientemente intensa como para producir escorrentía hortoniana. A medida que la cuenca estuvo más húmeda se hizo más sensible a nuevas precipitaciones,
de manera que lluvias más suaves desde mitad de noviembre fueron capaces de producir escorrentía (Maneta et al., 2007). 11.1.5. Las cuencas de Picarcho, en Murcia Las cuencas del Picarcho, gestionadas por el Centro de Edafología y Biología Aplicada del Segura (CSIC), se localizan en el municipio de Cieza (Murcia) y tienen como principal propósito profundizar en el conocimiento hidrológico de medios mediterráneos semiáridos, con el fin de identificar los factores que regulan la respuesta hidrológica a diferentes escalas, analizar la influencia de los cambios de uso del suelo, estudiar la variabilidad espacio-temporal de la humedad del suelo y su influencia en la generación de escorrentía y avanzar en la modelización de la respuesta hidrológica en pequeñas cuencas (Castillo et al., 2000). Recientemente, otras publicaciones del mismo grupo (Boix-Fayos et al., 2007) aluden a esta misma área como Venta del Olivo. En este trabajo, para evitar posibles confusiones, utilizaremos la denominación tradicional de cuencas de Picarcho. El periodo de control se extiende entre 1997 y 2003. Como se señaló en el apartado 5.6, la Sierra de Picarcho cuenta con 3 cuencas experimentales, dos de ellas en una zona de espartizal quemado en 1994 y una tercera en un bosque abierto de Pinus halepensis, con una densidad de cubierta arbolada inferior al 20% y un sotobosque mediterráneo esclerófilo. Además hay 6 parcelas cerradas, dos de ellas en espartizal quemado, dos en espartizal no quemado y otras dos pinar abierto. Los resultados obtenidos confirman la dificultad que entraña el estudio hidrológico y del transporte de sedimento en ambientes semiáridos, debido a la escasez de precipitaciones y el consiguiente bajo número de eventos hidrológicos. Para disponer de información suficientemente representativa se necesita disponer de un periodo de observación muy largo y aún así los eventos más interesantes, de baja frecuencia, se habrán perdido muy probablemente. No obstante, de los resultados disponibles pueden ya extraerse algunas conclusiones interesantes. Así, partiendo de los datos de las parcelas experimentales, la cantidad de escorrentía producida en las superficie quemada es significativamente mayor (entre un 80 y un 90%) que en esparto no quemado y en pinar abierto. Se confirma, una vez más, que en medios semiáridos, el matorral denso regula la escorrentía con la misma eficacia que la formaciones con árboles. Una conclusión importante es que en la zona quemada el coeficiente de escorrentía se mantiene en el tiempo a pesar de que la densidad de cubierta vegetal pasó del 10-15% al
35-40% en tres años. Esto sugiere que el deterioro de las características físicas del suelo provocado por el incendio
retrasa la recuperación de la capacidad de regulación
hidrológica (Castillo et al., 1997). Las parcelas experimentales del Picarcho sirvieron a Boix-Fayos et al. (2007) para realizar una valoración de resultados procedentes de parcelas experimentales y sus notables limitaciones (ver apartado 5.4). Los citados autores comprobaron que a partir del cuarto año de medidas se producía un marcado descenso en la producción de sedimento por agotamiento del mismo en la superficie. De hecho, después del año 2000 se observó un incremento en el umbral de precipitación necesario para producir erosión. A escala de cuenca, el factor determinante de la respuesta hidrológica son las características de la precipitación, en especial su intensidad máxima. El caudal generado en áreas provistas de cubierta densa es menor que en zonas de vegetación escasa, de manera que el coeficiente de escorrentía ha sido siempre menor en la cuenca con arbolado (C3). El pico de crecida durante un evento lluvioso es claramente menos abrupto e intenso en la cuenca C3, como puede comprobarse en la Fig. ---. No obstante, cuando el suelo está relativamente húmedo y frente a precipitaciones poco intensas, las diferencias se atenúan y la humedad antecedente para a tener un papel preponderante en el control de la respuesta. Castillo et al. (2003) comprobaron que el efecto positivo de la cubierta vegetal sobre las propiedades físicas del suelo promueve la infiltración y la recarga de agua en el suelo. En consecuencia, cuando los requerimientos de agua de las plantas son bajos, el contenido de agua en el suelo es mayor en las áreas vegetadas que en suelo desnudo o poco cubierto. Sin embargo, cuando aumenta la demanda de agua por las plantas en primavera se produce un descenso más rápido del contenido de agua en el suelo en las dos cuencas no quemadas (C2 y C3) que en la quemada (C1). Estas cuencas han servido también para probar que el papel hidrológico de las condiciones antecedentes de humedad depende de las características de la lluvia. Cuando la intensidad y volumen son muy altos, el pico de caudal y la escorrentía total no dependen del contenido inicial de agua en el suelo; esto se debe a que la intensidad de la lluvia supera la capacidad de infiltración del suelo independientemente del contenido de humedad de éste (Castillo & Gómez Plaza, 2002). La sensibilidad a ese contenido es mayor con intensidades moderadas o bajas. El estudio de la organización espacial de la humedad del suelo demostró que existen importantes diferencias según las características de la vegetación. Gómez Plaza et al. (2001) concluyeron que en las cuencas quemadas los factores que afectan a la
variabilidad espacial de la humedad del suelo son la textura del mismo y la pendiente, siendo los suelos arenosos y los más pendientes lo que presentaban un menor contenido de humedad. En la cuenca no quemada los factores están relacionados con la presencia o ausencia de vegetación, la orientación (más humedad en la ladera que mira al norte), la curvatura de la ladera (más en las concavidades) y la profundidad del suelo (más en suelo profundo). El Centro de Edafología y Biología Aplicada del Segura dispone además de otras dos cuencas experimentales (más bien microcuencas) en Chícamo, Murcia, sobre margas miocenas y depósitos cuaternarios. Las dos microcuencas son de orden cero, Abanilla (759 m2) y Color (328 m2), con vegetación dispersa de Stipa tenacíssima, Rosmarinus officinalis y Thymus hyemalis. Abanilla es más pendiente en su parte alta, pero se suaviza en la parte baja, y lo contrario ocurre en Color. Martínez-Mena et al. (2001) obtuvieron un bajo coeficiente de escorrentía (en torno al 9%) y una gran variabilidad temporal en la generación de escorrentía. De hecho, 4 eventos de lluvia en 3 años representaron entre el 70 y el 80% de la escorrentía y la producción de sedimento, y un solo evento de 56 mm en Abanilla y 71 mm en Color (septiembre de 1991) generó en torno al 50% de la escorrentía y una pérdida de suelo de del 40% en Abanilla y del 55% en Color. Estos datos reflejan una vez más el papel fundamental de los eventos extremos en la erosión de las áreas semiáridas mediterráneas. La tasa de erosión se estimó en 0.84 Mg ha-1 año-1 en Abanilla y en 29.8 Mg ha1
año-1 en Color, con una tasa de denudación de 0.5 y 3 mm año-1 respectivamente. La
mayor erodibilidad de Color se debe muy probablemente a las características topográficas, con una pendiente mayor en la parte baja que ayuda al transporte de sedimento, mientras en Abanilla el sector inferior actúa como sumidero deposicional. 11.1.6. La cuenca de Rambla Honda, Almería Desde 1991 han venido funcionando la red de cuencas anidadas del área de El Cautivo, dependiente de la Estación Experimental de Zonas Áridas, sobre margas del Tortoniense, en el Campo de Tabernas, Almería. Se trata de un territorio afectado por un intenso acarcavamiento en un ambiente de precipitaciones escasas e irregulares, en torno a 250 mm anuales, con una oscilación entre 151 y 417 mm durante el periodo de estudio. Los objetivos de esta cuenca están bien definidos: estudiar la generación de escorrentía y la erosión cárcavas bajo clima semiárido y influencia de la cubierta vegetal
en la organización espacial de la producción de agua y sedimento. Para ello se ha contado con el siguiente conjunto de microcuencas (Cantón et al., 2001): (i)Una cuenca principal (microcuenca 1), de tercer orden, con 18,796 m2 de superficie, que comprende a las otras tres cuencas. El 52% de la cuenca está cubierto de vegetación, con media a elevada capacidad de infiltración, mientras que el 26% carece de vegetación y el 22% está cubierto por costras de liquen con baja capacidad de infiltración. (ii)La microcuenca 2 es una cárcava de segundo orden, con el 50% de su superficie sin vegetación, un tercio de la cuenca corresponde a depósitos margosos encostrados y el resto está cubierta por plantas y líquenes. Tiene una superficie de 255 m2 . (iii)La microcuenca 3 es una cárcava de orden 1, con una superficie de 62 m2 . No tiene nada de vegetación y representa la imagen clásica de los badlands. (iv)La microcuenca 4 ocupa el área de cabecera de la cuenca principal, con 5775 m2. En un 97% de su superficie se halla bien cubierta de vegetación. La simulación de lluvia en 16 microparcelas de 0.24 m2 de superficie distribuidas por diferentes ambientes del área de estudio indican que la respuesta hidrológica es muy contrastada de una zonas a otras en función del tipo de cubierta y de las características topográficas. Como cabría esperar, las áreas vegetadas son las que producen los valores más bajos de escorrentía y erosión, mientras que la marga desnuda y las áreas colonizadas por líquenes proporcionan los valores más elevados de escorrentía, como también las áreas de mayor pendiente En cambio, la erosión está negativamente correlacionada con la cubierta de liquen , la cubierta total y la superficie ocupada por grietas (Solé-Benet et al., 1997). La evolución del contenido de humedad del suelo muestra también una gran variabilidad en distancias muy cortas Cantón et al., 2004). Esa variabilidad se relaciona sobre todo con los diferentes tipos y densidades de cubiertas y con las propiedades del suelo. Los regímenes hídricos más secos se asocian a superficies desnudas, en ausencia de desarrollo edáfico. Con suelo y cubierta vegetal más desarrollados la disponibilidad de agua es más alta. Los líquenes son un factor clave para la conservación de la humedad (como también lo son para la generación de escorrentía y el control de la erosión), aunque su influencia depende de la intensidad de la lluvia: con bajas
intensidades favorecen la infiltración y aumentan el contenido de humedad, mientras que con altas intensidades favorecen claramente la escorrentía. Las microcuencas han permitido identificar los factores que mejor controlan la generación de escorrentía: el tipo de cubierta o de superficie, la intensidad de la lluvia y la precipitación total de cada evento. El coeficiente de escorrentía para los eventos estudiados entre 10.7 y 73.2% en la microcuenca 3, y entre 0.03 y 4.1% en la microcuenca 4, que son las más opuestas en cuento a cubierta vegetal. En todas las microcuencas el caudal aumentó con la intensidad y con la magnitud de la precipitación, aunque a diferente ritmo según la microcuenca. Los mayores aumentos se produjeron en la microcuenca 3, seguida de la 2, la 1 y la 4, siguiendo, por lo tanto, un marcado gradiente desde la microcuenca con la marga desnuda hasta la que tiene una relativamente densa cubierta vegetal. No se encontró relación estadísticamente significativa entre humedad antecedente y generación de escorrentía, aunque el análisis de detalle de hietrogramas e hidrogramas permite establecer algunas relaciones positivas. Por lo que respecta a la erosión, las microcuencas con escasa cubierta vegetal (2 y 3) registran salidas muy altas de sedimento, con concentraciones de hasta 0.8 kg L-1. Durante el evento de mayores pérdidas, la cuenca 3 llegó a registrar una exportación de 28.9 Mg ha-1 y la cuenca 2 de 3.1 Mg ha-1. No obstante, estos máximos habrán sido superados sin duda en algunos eventos en los que se perdió parte de los registros por la intensidad de la precipitación y de la avenida. La microcuenca 3 fue la más susceptible a la erosión, con un valor mediano por evento de 4.3 Mg ha-1, seguida por la microcuenca 2 con 1.9 Mg ha-1, y la microcuenca 1 con 0.4 Mg ha-1. La microcuenca 4 fue la menos erosionada, con un valor mediano de 0.07 Mg ha-1 . Es evidente que las diferencias entre microcuencas están relacionadas con los distintos tipos de cubierta y en parte también por efecto de la escala, es decir, la escorrentía disminuye a medida que se amplía el área de medida. Durante el 70% de los eventos, el transporte estuvo dominado por el sedimento en suspensión, con aproximadamente un 5% de solutos y el resto como gravillas. La importancia del material grueso en el transporte depende de las características antecedentes del material en el cauce y de su meteorización. Así, un evento anterior ha podido dejar abundantes clastos de margas en el cauce preparados para su arrastre en otro evento; sin embargo, la ocurrencia de ciclos de humectación-desecación puede
contribuir al desmenuzamiento de esos clastos y al aumento de la proporción de sedimento en suspensión. Los eventos pluviométricos de baja frecuencia pueden producir importantes cambios, con pérdidas de 80 mm en piquetas, incisión en la red de regueros, desarrollo de nuevos regueros y movimientos en masa. Estos eventos capaces de producir cambios son escasos, de manera que la erosión avanza a saltos: largos periodos en que las lluvias no producen cambios significativos y durante los cuales el material está siendo preparado y parcialmente transportado, y eventos de gran magnitud que exportan grandes volúmenes de materiales. En todo caso, la cuenca de Rambla Honda, también dependiente de la Estación Experimental de Zonas Áridas, sobre sustrato de micaesquistos, proporciona tasas muy inferiores de escorrentía y erosión (Puigdefábregas et al., 1996 y 1999). 11.1.7. Las cuencas del País Vasco Las tres cuencas monitorizadas en la provincia de Guipúzcoa (ver apartado 5.6) constituyen un ejemplo especial dentro de las cuencas experimentales españolas. A diferencia de las restantes, localizadas preferentemente en ambientes mediterráneos o de montaña submediterránea, con fuertes contrastes pluviométricos estacionales, las cuencas de Guipúzcoa reciben abundantes precipitaciones anuales (en torno a 1200 mm en Aixola, 1300 mm en Barrendiola y 2250 mm en Añarbe), relativamente bien distribuidas a lo largo del año, lo que permite el desarrollo de una vegetación que protege bien el suelo. A pesar de ello, los aprovechamientos forestales (talas, apertura de pistas, movimiento de maquinaria) pueden representar un incremento notable de la concentración de sedimento en suspensión. En todo caso, la existencia y mantenimiento de estas cuencas es fundamental para entender lo que sucede en ambientes oceánicos desde un punto de vista hidrológico y geomorfológico, y para comparar sus resultados con los obtenidos en cuencas más mediterráneas. Un estudio reciente de Zabaleta et al. (2007) incluye algunos de los resultados más relevantes de las tres cuencas. Es importante tener presente que existe un gradiente de perturbación entre las tres cuencas, desde Aixola, muy alterada por la reforestación y las frecuentes talas, aunque conservando una buena densidad de cubierta, hasta Barrendiola y Añarbe, que cuentan con una elevada proporción de bosque autóctono con algunas manchas de reforestación. También recordarse que existe un problema de escala, pues dos de las cuencas ocupan una superficie de 3 y 4.8 km2, mientras la tercera
(Añarbe) se etiende por 48 km2, es decir, un orden de magnitud mayor. Esta diferencia debe tener importantes repercusiones desde un punto de vista hidrológico (diferencias en el tiempo de respuesta frente a la precipitación e incluso en la forma del hidrograma) y geomorfológico (existencia de mayores almacenes temporales de sedimento en Aixola y, por lo tanto, mayor tiempo de residencia del sedimento). Además las diferencias pluviométricas entre las cuencas se combina en este caso con la escala (la cuenca más extensa es la más lluviosa, con notable distancia), lo que puede introducir dificultades a la hora de interpretar los resultados. Durante el periodo de monitorización se han registrado 76 eventos hidrológicos en Aixola, 25 en Barrendiola y 18 en Añarbe. Este es un dato sencillo pero muy relevante acerca de la capacidad de respuesta de las tres cuencas: la más alterada es la que muestra una mayor capacidad de respuesta, reflejando los efectos de las talas y de los trabajos de reforestación, así como la existencia de pistas de acceso que acaban funcionando como superficies poco permeables y generadoras de agua y sedimento. Por otro lado, la cuenca más húmeda (Añarbe) es la que presenta un menor número de eventos, lo que puede atribuirse a las características de la cubierta vegetal pero también probablemente, al menos en algunos casos, a su mayor tamaño, con una respuesta más retardada y atenuada. Sin embargo, la producción anual de sedimento no varía en la misma dirección: 35 Mg km-2 año-1 en Aixola, 15 en Barrendiola y 21 en Añarbe. Aixola es de nuevo la cuenca que registra los valores más elevados, como corresponde a la mayor actividad humana y a la presencia de una escombrera, pero Añarbe supera claramente a Barrendiola. ¿Compensa en este caso la mayor precipitación al efecto de la escala? Es muy probable, pues mientras en Barrendiola el pico máximo de caudal registrado fue de 1132 L s-1, en Añarbe fue de 88,278 L s-1, es decir, casi dos órdenes de magnitud por encima; por otro lado, la concentración máxima de sedimento en suspensión fue similar en Barrendiola y Añarbe (1.6 g l-1), reflejando que la diferencia en pérdida de suelo se debe más al caudal y a la mayor precipitación. Es interesante tener en cuenta que la concentración de sedimento en suspensión en la cuenca de Aixola llegó a 8.2 g l-1, reflejando una vez más la influencia de los trabajos de tala y reforestación. 11.2. Los efectos de la urbanización a escala de cuenca
El crecimiento de los centros urbanos y de las áreas turísticas urbanizadas ha experimentado un auge acelerado desde finales de los años 60 del siglo XX. Todas las ciudades españolas han tenido un fuerte crecimiento demográfico, pero aún más ha crecido el espacio urbano y las redes de carreteras alrededor de las mismas. También algunos sectores de las áreas de montaña han visto crecer urbanizaciones, alrededor de los núcleos de población o como complejos aislados. Pero ha sido en los municipios costeros donde el proceso de urbanización ha sido espectacular, con la aparición de miles de viviendas aisladas o formando un continuo de urbanizaciones pegadas a la línea de costa y penetrando hacia el interior por laderas y fondos de valle, a la vez que se construían centros deportivos y de ocio, infraestructuras comerciales y vías de acceso. La consecuencia más evidente es, entre otras (contaminación, riesgo de incendios, movimientos de tierras), el aumento de las superficies impermeabilizadas por la presencia de viviendas y asfalto. La lógica sugiere que en periodo de lluvias debería aumentar el pico de crecida y reducirse el tiempo de concentración, dado que se sustituyen superficies más o menos permeables colonizadas por vegetación por superficies impermeables que drenan hacia sistemas de alcantarillado (las ciudades) o de drenaje rápido (carreteras) con salida directa hacia los ríos. Es decir, se ha producido en muchas cuencas una expansión de las áreas de contribución parcial. Es evidente que en grandes cuencas este fenómeno tiene repercusiones relativamente pequeñas. Imaginemos lo que puede representar la expansión urbanística de Zaragoza en los picos de avenida del río Ebro. Seguramente muy poco y con seguridad el margen de confianza de los resultados es muy bajo en comparación con los errores de los datos disponibles. Sucede lo mismo con el crecimiento urbano de Toledo en el contexto de la cuenca del Tajo o los de Burgos y Valladolid en la cuenca del Duero. Bien diferente puede ser el efecto de Madrid en los caudales punta del Manzanares o del Jarama, que sería interesante estudiar. En España los únicos intentos por analizar los posibles cambios hidrológicos inducidos por la urbanización se han llevado a cabo en la Costa Brava (Sala et al., 1990; Sala & Inbar, 1992; Sala, 2001). Estos estudios se han centrado en pequeñas cuencas muy afectadas por el crecimiento urbanístico (presencia de numerosos urbanizaciones en una parte de la cuenca), con información fiable de caudales y de precipitación. No hay, sin embargo, ningún estudio que se refiera al impacto geomorfológico, que necesariamente tiene que haber: aumento de la concentración de sedimento en suspensión debido a la presencia de áreas removidas por maquinaria o por el lavado las
superficies asfaltadas durante las lluvias, incremento de la erosión lineal y lateral en los cauces debido al aumento de los caudales. Es otra vía de trabajo que queda en el aire y que de momento está poco menos que olvidada. Sala et al. (1990) en varias cuencas del Pirineo oriental y de la Cordillera Costera Catalana comparan la curva acumulada de precipitaciones y de caudal. La primera aumenta de manera uniforme a lo largo del periodo de estudio, mientras la curva acumulada de la escorrentía muestra varias inflexiones positivas desde los años sesenta. Es decir, se aprecia se aprecia un aumento de la producción de escorrentía que no se relaciona con un cambio en el régimen de precipitaciones. La causa se atribuye a una expansión de las superficies impermeables. Sala e Inbar (1992) insisten en la misma metodología aplicada a varias cuencas catalanas, donde las inundaciones se han convertido en un hecho común en las últimas décadas, especialmente en ramblas costeras, en relación con un aumento de los picos de caudal y una reducción de los tiempos concentración. Finalmente, Sala (2001) aplica un modelo hidrológico a la cuenca de Ridaura (74 km2 de superficie), en la Costa Brava. El tramo superior de la cuenca está ocupado por un bosque mediterráneo de encinas y alcornoques con manchas de pino carrasco. Toda la cuenca está sujeta a un fuerte desarrollo turístico que ha impermeabilizado el 7.1% de la cuenca. El modelo predice claramente un aumento del pico de caudal, si bien ese incremento es tanto mayor cuanto menor es el periodo de retorno considerado: así, si se produce una expansión del 50% del área urbanizada, el caudal para un periodo de retorno de 2 años aumenta en un 325%, mientras que para la avenida de 1000 años es de solo el 47%. El paso de la actual área impermeable del 7% al 20-30% causaría un notable aumento en la frecuencia y pico de avenidas, de manera que el intervalo de recurrencia se reduciría a la mitad, es decir, la avenida de 10 años pasaría a ser de 5 años y la de 50 años correspondería a la de 25. 11.3. La información procedente de embalses En general, las cuencas experimentales contribuyen a interpretar las salidas hidrológicas y de sedimentos en función de diversos factores internos. La información que aportan sirve para explicar las complejas interacciones entre precipitación, áreas contribuyentes, erosión, pico de crecida y transporte de sedimento. Aunque todos los autores tienden a aportar tasas de degradación específica, este resultado es muy marginal entre los objetivos del trabajo, entre otras razones porque las cuencas
experimentales se asocian a superficies relativamente reducidas y corresponden a una escala de trabajo bien definida. Para aproximaciones más regionales se ha intentado la predicción de la producción de sedimento a escala de cuenca mediante el empleo de modelos físicos, que hasta ahora han proporcionado resultados poco satisfactorios debido a la gran cantidad de datos necesarios por la mayor parte de los modelos, y a una falta de conocimientos para describir los procesos y las interacciones entre procesos a escala de cuenca; en particular, la conectividad y el transporte de sedimento siguen siendo difíciles de describir en la mayoría de los modelos (De Vente et al., 2006). También se han empleado los datos procedentes de la sedimentación en embalses, mediante batimetrías periódicas que permiten conocer la evolución de la capacidad del embalse y, por lo tanto, deducir la sedimentación mediante comparación con el volumen inicial. La existencia de embalses muy antiguos, algunos construidos en época romana, podría haber sido una fuente de información excelente para estimar tasas de erosión a largo plazo. Sin embargo esto no es posible en la mayor parte de los casos por varias razones: (i) Los embalses de época romana, con contadas excepciones se encuentran ya colmatados de sedimento. Se conoce aproximadamente la fecha de construcción, pero no la de colmatación y por lo tanto es imposible hasta ahora establecer una tasa de sedimentación, salvo que se date la parte superior de la sedimentación. (ii) Por otro lado, aun en el caso de que el embalse no se halle todavía colmatado, como es el caso del de Proserpina, cerca de Mérida, no es fácil la reconstrucción de la topografía original del vaso del embalse para compararla con la topografía actual y así estimar el volumen se sedimentos acumulados. (iii) Tampoco se conoce la historia de gestión del embalse y si se ha procedido a limpieza de sedimentos en algún momento. En la presa de Proserpina, Nogales Galán et al. (2002) sospechan que hubo un vaciado hace aproximadamente 200 años, aunque no hay datos fehacientes de ello. Además no está clara su cuenca vertiente, que ha podido variar en el tiempo entre 10 y 25 km2, debido a que existe aportes de otras cuencas próximas mediante canales artificiales, que no siempre han funcionado. Por unas u otras razones, las estimaciones de erosión para este embalse presentan una elevadísima incertidumbre. En 1992 se extrajeron los lodos por problemas de eutrofización, con un total de 700,000 m3. Si se admite que este volumen de sedimentos corresponde a 200 años y a una cuenca vertiente de 10 km2, la pérdida de suelo es de 0.35 mm año-1. Si las aportaciones proceden de 25 km2, la pérdida de suelo
es de 0.14 mm año-1. Así, la tasa de erosión se estima en un rango entre 1.12 y 2.86 Mg ha-1 año-1. Numerosos embalses construidos en el último siglo cuentan con estudios batimétricos llevados a cabo por el CEDEX, aunque lamentablemente no suele haber repeticiones cada pocos años, de manera que no es posible disponer de información sobre la evolución de la sedimentación y su posible relación con periodos de avenidas más o menos intensas o con cambios en la cubierta vegetal de la cuenca. A pesar de ello la información disponible da idea de las grandes diferencias que existen entre las principales cuencas hidrográficas españolas. La Tabla ---, tomada de Avendaño & Cobo (1997), informa sobre la degradación específica (Mg Km-2 año-1) por cuencas, destacando la del Sur (ríos …, entre otros) con 985 Mg km-2 año-1, seguida por la cuenca del Guadalquivir (535 Mg km-2 año-1). Los valores más bajos corresponden a la cuenca del Duero con 195 Mg km-2 año-1 y a la del Tajo con 266 Mg km-2 año-1. Naturalmente, dentro de cada una de las cuencas existe una gran variabilidad, desde embalses con una degradación específica de sólo 8.4 Mg km-2 año-1 (por ejemplo, en la cuenca del embalse de la Tranquera, en el valle del Ebro) hasta más de 2000 Mg km-2 año-1 en algunos embalses del Júcar y el Guadalquivir. Los datos batimétricos presentados por Almorox et al. (1994) confirman los acusados contrastes de unas cuencas a otras, con valores extremos de degradación de 0.9 Mg km-2 año-1 en el embalse de Peña del Águila (río Guadiana) y 2671 Mg km-2 año-1 en el embalse de Guadalest (río Jucar). López Bermúdez & Gutiérrez Escudero (1982) centraron su estudio en el sedimento acumulado en 8 embalses de la cuenca del Segura. La Tabla --- informa sobre diferentes características de tales embalses, incluyendo la capacidad inicial y la estimada tras la medición batimétrica, así como la degradación específica media para el conjunto de la cuenca correspondiente. Los valores más bajos se obtienen en el embalse de Camarillas (río Mundo), con 310 Mg km-2 año-1 y los más elevados en el embalse de Fuensanta (río Segura) con 1400 Mg km-2 año-1. Algunos embalses, en este caso los de más antigua construcción, habían perdido en torno al 50% de su capacidad original. Es interesante tener en cuenta que la aplicación de la USLE a las mismas cuencas da cifras muy superiores: por ejemplo, 4700 Mg km-2 año-1 para la cuenca del embalse de Talave, 4100 Mg km-2 año-1 para la cuenca del embalse de Fuensanta y 4800 Mg km-2 año-1 para la cuenca del embalse de Valdeinfierno. En todo caso, es cierto que los datos
de sedimentación en los embalses no pueden considerar la posible apertura de compuertas de fondo para el lavado de sedimentos próximos a la presa, cuestión ésta desconocida en el momento en que López Bermúdez & Gutiérrez Escudero (1982) elaboraron su trabajo. Estos autores concluyen que para mantener la capacidad de regulación en la cuenca del Segura (y, por lo tanto, garantizar el abastecimiento a las áreas de regadío) sería necesario construir un embalse de unos 40 hm3 cada 20 años o bien aceptar una pérdida anual del 0.6% de las dotaciones previstas, reflejando la difícil sostenibilidad del regadío a partir de embalses en ambientes semiáridos con altos niveles de erosión. El problema además se acentúa por el hecho de que los gestores de los embalses apenas tienen oportunidades de elegir: el momento en que se crean las reservas de agua en los embalses coincide con las avenidas, que son también las que arrastran los mayores volúmenes de sedimento. Es decir, no pueden permitirse el dejar pasar, por ejemplo, las crecidas otoñales, generalmente muy erosivas y con alta carga sedimentaria, porque quizás sea el único momento del año en que fluya agua suficiente para aumentar las reservas en los embalses. Romero Díaz et al. (1992) hicieron un estudio similar ampliado a otros embalses de la cuenca del Segura, con resultados muy parecidos. En cambio, las cifras de degradación específica se rebajan notablemente para algunos embalses en el trabajo de Sanz Montero et al. (1998), particularmente en el caso del embalse de Fuensanta, cuya cuenca pasa a perder sólo 697 Mg km-2 año-1. De todas formas, es importante tener en cuenta que la sedimentación en los embalses no está sólo relacionada con la cantidad de sedimento que se produce en el conjunto de la cuenca; hay además otros factores como el tamaño y la forma del embalse, la gestión del embalse (retención o no de avenidas, que son las que más sedimento aportan), volumen de agua acumulado en el embalse en el momento en que se producen las avenidas. Verstraeten et al. (2003) comprobaron que el tamaño de la cuenca sólo explica el 17% de la variabilidad del sedimento acumulado en 60 embalses españoles. Un modelo de regresión múltiple utilizando propiedades climáticas, topográficas y de uso del suelo no mejora mucho la explicación, debido probablemente a la erosión producida en cárcavas, que generalmente no ocupan grandes extensiones y cuyos efectos erosivos no son fáciles de cuantificar a escala regional. Uno de los pocos ejemplos con batimetrías repetidas cada cierto tiempo corresponde al embalse de Yesa, en la cuenca alta del río Aragón, Pirineo aragonés (Tabla ---). El embalse de Yesa entró en funcionamiento en 1959, con 471 hm3 de
capacidad. En 1969 se hizo una primera batimetría que estimó la capacidad en 457 hm3, es decir que en 10 años se había producido un descenso de 14 hm3, lo que representada una aportación anual de sedimento de 1.4 hm3. En ese momento se calculó que la vida útil del embalse era de 353 años. En 1986 se hizo una segunda batimetría, que dio una capacidad de 450 hm3. Se habían perdido, por lo tanto, otro 7 hm3 en el plazo de 17 años. La aportación anual de sedimento en el periodo 1969-1986 fue de 0.39 hm3. Se había producido un claro descenso de la sedimentación en el embalse, coincidiendo precisamente con un periodo relativamente húmedo, con precipitaciones por encima de la media y caudales más elevados. La vida útil del embalse pasó a estimarse en 588 años, lo que se atribuyó a un descenso de la erosión relacionado con el abandono generalizado de tierras de cultivo en laderas y la expansión de formaciones densas de matorral (López Moreno et al., 2003). Precisamente en la cuenca que drena hacia el embalse de Yesa se han realizado dos estudios que tratan de (i) deducir la importancia relativa de cada uno de los ambientes en los que puede organizarse la cuenca y (ii) diferenciar entre áreas erosionadas y áreas contribuyentes en sedimento hacia el embalse, mediante la creación de un modelo que tenga en cuenta no sólo la erosión sino también la accesibilidad hacia la red de drenaje principal. Ruiz Flaño & Van Hemert (1994) se centraron en el Sector del Flysch de la cuenca superior del río Aragón y estimaron que sólo el 18.3% del material erosionado es exportado, permaneciendo el resto en almacenes temporales de sedimento. Mediante la aplicación de la USLE llegaron a la conclusión de que los pastos supraforestales contribuyen con el 39% de la erosión del suelo, el bosque aclarado con el 18.1 %, los campos abandonados con el 15.3% y el matorral con el 14.3%, aunque los resultados sólo sirven para disponer de una información muy general, escasamente operativa para tomar decisiones de gestión. Al conjunto de la cuenca superior del río Aragón se refiere el estudio de Beguería (2005). Este trabajo desarrolla una metodología para analizar la erosión y la producción de sedimento en una cuenca compleja de gran tamaño (2191 km2). Primero se elaboró un mapa de estados erosivos mediante técnicas de clasificación multitemporal de imágenes de satélite e información topográfica y litológica. En segundo lugar se elaboró un modelo de transporte de sedimento que puede aplicarse tanto a la escorrentía laminar como a la concentrada. El mapa de estados erosivos muestra que el 11% de la cuenca está sujeto a procesos de erosión severos y el 17% a
erosión de moderada a severa, coincidiendo sobre todo con los afloramientos de litologías poco resistentes (margas, pizarras, depósitos morrénicos). La Tabla --- se refiere a la tasa de sedimentación (en cm por año) en el embalse de Barasona, río Ésera, también en el Pirineo aragonés. En este caso no se realizaron batimetrías, sino un estudio detallado de las características de los sedimentos una vez que se vació el embalse para proceder a una reparación de las compuertas. Valero Garcés et al. (1998) comprobaron que la mayor parte del sedimento llegó durante eventos de avenida, y que también se había producido un importante descenso de la tasa de sedimentación en las últimas décadas, aunque los resultados no podían convertirse en datos de degradación específica. Estos autores distinguieron entre la cola del embalse, el sector norte del vaso del embalse y el sector sur. No pudo obtenerse información fiable para el periodo 1932-1960, entre otras razones porque entonces se procedía a frecuentes lavados de fondo. En los tres sectores analizados se aprecia una reducción de la sedimentación cuando se comparan los periodos 1960-1970 y 1970-1990, fenómeno también atribuido a la mayor densidad de cubierta vegetal, que contribuye a limitar los aportes de sedimento a la red fluvial. En esta misma cuenca, utilizando técnicas batimétricas Sanz Montero et al. (1996) estimaron la producción de sedimento en 437,000 Mg año-1, con una producción específica de 350 Mg ha-1 año-1, procedentes sobre todo de la zona de badlands muy activos. El sedimento acumulado en el embalse de Puente Alba, río Acebeda, dentro de la cuenca del río Eresma, Segovia (Cuenca del Duero) es el punto de partida para calcular la degradación específica en su superficie de drenaje (Bodoque et al., 2001). La cuenca tiene una superficie de 22 km2, entre 2197 y 1170 m s.n.m. El volumen de aterramiento se pudo conocer después de que el embalse fuera vaciado en el verano de 1995. El volumen de aterramiento estimado entre 1955 y 1995 fue de 40,000 m3, con un coeficiente de retención de sedimento del 99.6%. Así, el volumen real de material evacuado desde la cuenca fue de 40,161 m3, equivalentes a 62,370 toneladas. De esta forma, la degradación específica de la cuenca se estimó en 71 Mg km-2 año-1. Por último, el embalse de Terradets, en el río Pallaresa (cuenca del Segre, valle del Ebro) fue también estudiado para valorar la cantidad de sedimento acumulado en su vaso (Van Beek et al., 1991). Con el método batimétrico se ha comprobado que la capacidad del embalse ha pasado de 31 hm3 en 1931 a entre 10.6 y 11.8 hm3, con una reducción de capacidad en torno al 67% y una tasa anual de sedimentación de 0.35 hm3.
11.4. Algunas ideas comunes entre tanta complejidad Los embalses proporcionan información sobre la producción de sedimento a una escala entre local y regional, dependiendo del tamaño de la cuenca drenada. Los trabajos realizados hasta ahora por el CEDEX (Ministerio de Medio Ambiente) demuestran una enorme variabilidad en la degradación específica de las cuencas españolas, desde 8 Mg km-2 año-1 hasta más de 2000. De los datos disponibles se pueden extraer algunas conclusiones. Pero son de valor muy limitado. Sabemos, por ejemplo, que las cuencas localizadas en el arco mediterráneo (Júcar, Sur, Segura) son las que presentan valores más elevados de producción de sedimento, lo que no hace si no confirmar lo que ya se sabía de manera intuitiva o por otros procedimientos. Son cuencas sujetas a lluvias torrenciales, con una larga historia de aprovechamientos, extensos espacios deforestados, litologías fácilmente erosionables en buena parte, y una topografía favorable a la rápida concentración de la escorrentía. Sólo si se dispone de información temporal sobre la acumulación de sedimento en el vaso del embalse pueden extraerse otras conclusiones. Así, en el caso de los embalses de Yesa y Barasona parece deducirse un descenso en la tasa de sedimentación, que estaría relacionado con los cambios de uso del suelo, especialmente el abandono de tierras de cultivo en áreas de montaña y la consiguiente expansión del matorral y arbolado. Por lo demás, la acumulación de sedimento en los embalses poco o nada puede decir acerca de los procesos geomórficos dominantes o de la enorme variabilidad de la erosión en cada cuenca. La utilización de imágenes de satélite y la implementación de modelos de erosión es una línea de investigación difícil y muy compleja conceptual y metodológicamente, aunque ya empieza a dar buenos resultados (Beguería, 2005). Uno de los principales problemas cuando se trabaja con cuencas experimentales (entre unas decenas y unos cientos de hectáreas) es la dificultad para incorporar la información procedente de parcelas experimentales (en torno a unos pocos metros cuadrados) o para transferirla a una escala regional más amplia (cientos o miles de km2). Este es uno de los cuellos de botella de la investigación en geomorfología, el intercambio de datos de una escala a otra. Hasta ahora se está de acuerdo en que las medidas de erosión a una escala no son representativas de la producción de sedimento a otra escala (De Vente & Poesen, 2005). La prueba está en el salto espectacular que existe entre las pequeñas cuencas experimentales y las grandes cuencas regionales. Poca
de la información procedente de las primeras se emplea cuando se caracteriza la erosión en las segundas. Ése es precisamente el reto más importante a que se enfrentan los modelos de erosión. ¿A qué se deben las dificultades de conexión entre pequeñas y grandes cuencas? Es evidente que la escala en sí misma juega un papel muy importante: (i) Las conexiones entre áreas erosionadas y cauces cambian a medida que lo hace la escala, de manera que si en las cuencas pequeñas las conexiones están bien definidas, en las grandes cuencas no están tan claras. (ii) También cambian la localización y la eficacia de los almacenes o sumideros de sedimentos, que prolongan mucho su pervivencia en las grandes cuencas (terrazas fluviales, conos de deyección). (iii) Por último, las grandes cuencas muestran una diversidad interna muy superior, de manera que a escala regional conceptos tales como áreas de contribución parcial pierden sentido, al menos en parte. Por otro lado, los aspectos o factores que se estudian en las cuencas experimentales sólo son posibles cuando la complejidad paisajística y/o topográfica se reduce al mínimo; sólo así es posible estudiar la variabilidad espacial y temporal de la humedad del suelo, o la extensión de las áreas contribuyentes en agua y sedimento o el papel de la capa freática en la respuesta hidrológica. Aún habría que añadir que los estudios en cuencas experimentales analizan cuestiones muy diferentes de unas cuencas a otras y con distintas metodologías. Esto es lógico en principio, porque en cada cuenca los investigadores se plantean diferentes problemas, que darán lugar a resultados no fácilmente comparables con los obtenidos en otras cuencas. Aun así, es posible deducir algunos resultados comunes que explican el funcionamiento de las pequeñas cuencas y que pueden servir, con matices, para tomar decisiones a escala regional. La diversidad ambiental que caracteriza a la localización de las cuencas experimentales españolas explica las diferencias de comportamiento y de respuesta hidrológica y de transporte de sedimento a diferentes escalas temporales. El fuerte gradiente existente entre, por ejemplo, las cuencas del País Vasco y las del Campo de Tabernas en Almería da una idea de la variedad de situaciones estudiadas. Todas las cuencas experimentales confirman la importancia de la cubierta vegetal. Esto se ve fácilmente cuando se comparan cuencas con diferente tipo de cubierta y bajo similares condiciones climáticas. Así sucede sobre todo en las cuencas experimentales de la montaña media pirenaica, donde la mayor o menor intensidad de las actividades humanas históricas da lugar a muy diferentes picos de crecida, tiempos de respuesta, formas del hidrograma e incluso ritmo anual de caudales. Es decir, la presencia o
ausencia de una cubierta densa de vegetación no sólo afecta a la intensidad de la respuesta frente a una precipitación concreta, sino que incluso es capaz de definir la curva anual de caudales y la cantidad y distribución estacional de los sedimentos exportados. Las cuencas forestales (Barrendiola y Añarbe en el País Vasco, San Salvador en el Pirineo Central) reaccionan de forma muy moderada frente a casi cualquier precipitación, excepto en el momento en que los suelos están saturados. También la cuenca en ambiente de dehesa suele reaccionar de manera moderada. Las condiciones antecedentes de humedad son otro de los factores básicos para explicar la variabilidad de la respuesta hidrológica. En casi todas las cuencas experimentales se han instalado dispositivos para la medición de la humedad (sensores de medición continua, sondas para el control periódico por medio de TDR) y en algunas se registra en continuo la altura de la capa freática en diferentes puntos mediante piezómetros, de manera que se conoce el estado de humedad del suelo inmediatamente antes de cualquier evento pluviométrico. Además, el caudal de base anterior a una crecida es también un buen indicador de las condiciones antecedentes. De esa información se deduce que, cualesquiera que sean las características de las cuencas, la intensidad de su respuesta depende no sólo de las características de la precipitación sino también, y a veces especialmente, del estado de humedad del suelo. De ahí que algunas cuencas (Vallcebre y San Salvador, por ejemplo) sean capaces de asimilar tormentas de cierta intensidad cuando el suelo está seco sin que se produzca ninguna respuesta hidrológica. En San Salvador, incluso, a escala anual la mayor parte de la escorrentía tiene lugar en primavera, cuando el suelo está ya saturado y la capa freática se halla muy próxima a la superficie. La importancia hidrológica de la humedad antecedente es tan grande que hasta las cuencas en badlands, cuya respuesta depende mucho de la intensidad de la lluvia, también reaccionan más intensamente si ha llovido pocos días antes. La cuestión de la humedad antecedente enlaza en varias cuencas con el concepto de área de contribución parcial, que ha sido particularmente estudiado en las cuencas de Vallcebre, en la de Arnás, en la de Guadalperalón y, en menor medida, en Tabernas. Tanto en Vallcebre como en Arnás se ha podido comprobar la enorme variabilidad espacio-temporal de las áreas de contribución parcial. En periodo seco se reducen a pequeños sectores aislados, muy erosionados (cárcavas, cicatrices de movimientos en masa superficiales, zonas pisoteadas por el ganado, pistas forestales), sin capacidad apenas de almacenamiento de agua y que reaccionan inmediatamente durante una
tormenta. En esas condiciones el pico de crecida es muy moderado, aunque la concentración de sedimento en suspensión puede ser muy alta. A medida que avanza la estación húmeda, el área de contribución se amplía a las áreas saturadas. En condiciones de lluvias continuadas toda la cuenca puede llegar a ser contribuyente, generando grandes picos de crecida pero con una concentración más baja de sedimento en suspensión, porque entonces hasta las zonas bien vegetadas de la cuenca aportan agua, generalmente muy poco cargada en sedimento (Lana-Renault et al., 2007). En Vallcebre esta variabilidad se ha observado sobre todo en laderas con terrazas de cultivo abandonadas (Gallart et al., 1994; Latron et al., 2004), que tienden a saturarse más fácilmente en su sector interior. En Guadalperalón se comprobó que la mayor parte de la escorrentía generada en laderas se infiltra al llegar a la base, mientras que los fondos de valle son las verdaderas áreas de contribución, al saturarse fácilmente (Ceballos & Schnabel, 1998). Desde el punto de vista del transporte de sedimento también pueden alcanzarse algunas conclusiones comunes. En primer lugar, excepto en las cuencas de badlands, las áreas fuente de sedimento suelen ocupar superficies muy reducidas, unas veces porque se asocian a pequeñas cicatrices de deslizamientos, a las pistas forestales o a zonas con arroyamiento difuso por pisoteo del ganado, y otras veces porque no existe una clara conectividad entre las áreas erosionadas y la red fluvial. En las cuencas de Vallcebre, Arnás y Guadalperalón los cauces y sus taludes son una fuente muy importante de sedimento. No están claras las razones de este fenómeno, aunque en Arnás es probable que el descenso de los aportes de sedimento desde las laderas puede hacer que el barranco tienda a erosionar más su propio cauce. A escala regional, las áreas de badlands se comportan como las principales áreas fuente de sedimento, como se ha podido comprobar en la cuenca alta del río Aragón (Beguería, 2005). En segundo lugar, los eventos pluviométricos e hidrológicos de baja frecuencia son los responsables de gran parte del trabajo geomorfológico. En todas las cuencas se ha observado que unos pocos eventos transportan la mayor parte del sedimento, coincidiendo con lluvias intensas y/o de larga duración, con la cuenca afectada por movimientos en masa y arrastre de materiales desde los cauces y taludes inmediatos (incisión, socavamiento, erosión lateral). La importancia de algunos eventos de baja frecuencia es tan grande que su contribución al transporte de sedimentos no puede estimarse sólo a escala anual: De hecho, alguno de esos eventos ha sido capaz de
transportar tanto sedimento como el de varios años. Esto es así no sólo como consecuencia de la erosión que se produce durante lluvias y avenidas torrenciales, sino también por efecto del agotamiento de sedimento después de un evento importante. Después de una lluvia de baja recurrencia el sedimento producido suele ser muy inferior al esperado, a veces durante bastantes años, como sucedió en la cuenca de Izas tras el evento de primeros de octubre de 1987 (Martínez Castroviejo et al., 1991; Alvera & García Ruiz, 2000). La carga de sedimento muestra una gran variabilidad interanual y estacional. En las cuencas de badlands (sobre todo en los de ambiente húmedo) se ha comprobado la existencia de cierto desfase temporal entre los momentos en que el sustrato es meteorizado (invierno, primavera), con limitada actividad erosiva y abundante sedimentación en el lecho de las cárcavas y los momentos en los que es evacuado por la red fluvial coincidiendo con lluvias más intensas (otoño). En el resto de las cuencas la cantidad de sedimento exportado a lo largo de un año hidrológico está muy relacionado con el volumen de precipitaciones, aunque también depende de la intensidad de las lluvias y de la ocurrencia o no de eventos de baja frecuencia. En general, la carga de fondo es la que muestra una mayor variabilidad a lo largo del año y a escala interanual. Lamentablemente, sólo existe información sobre la carga de fondo en algunas cuencas catalanas (Tordera, especialmente, y la Riera de les Arenes), en Izas y en Arnás, de manera que no puede hacerse un balance más global acerca de su importancia relativa. No obstante, de la información disponible se deduce que la carga de fondo está muy relacionada con los picos de crecida, dado que es necesario que se sobrepase un umbral de velocidad y altura de agua para que se ponga en movimiento el sedimento grueso, a veces después de romperse el nivel de coraza o armazón en el lecho del cauce. De la gran variabilidad interanual del sedimento grueso da cuenta la cuenca de Izas, en la que algunos años representa hasta el 30% del balance global de sedimento, mientras otros años apenas alcanza el 5%. En el extremo opuesto, los solutos son mucho más constantes, con ligero aumento de la concentración en aguas bajas y descenso en aguas altas por dilución. De un año para otro, la carga de solutos transportada depende del caudal, aunque su relación con el sedimento en suspensión y la carga de fondo varía poco. No es posible todavía realizar balances de sedimento con fiabilidad para los diferentes ambientes de España, desde los semiáridos a los más húmedos, pasado por los diferentes pisos de montaña.
(i)Es innegable, no obstante, el predominio del sedimento en suspensión en las cuencas de badlands, tanto en arcillas como en margas, aunque en estas últimas los solutos deben alcanzar también una elevada proporción. No existe información acerca de la proporción que representa la carga gruesa en los badlands, aunque no debe ser despreciable en las margas. De hecho, la meteorización de estas últimas se inicia con la desagregación del sustrato margoso, generalmente muy compacto, en clastos menores, como se ha observado en Tabernas y en Araguás. (ii)En alta montaña, la cuenca de Izas atribuye una gran importancia a los solutos en el balance anual de sedimentos, lo que puede parecer sorprendente, pero es el resultado de la meteorización a que son sometidas las calizas y de la actividad biológica en ambiente de pastos subalpinos; además la escorrentía primaveral ligada a la fusión nival, muy abundante, no tiene tanta energía como para transportar grandes volúmenes de clastos. Aun así, la carga gruesa puede alcanzar un gran peso en determinados años con intensas tormentas de otoño. (iii)En montaña media, allí donde la presión humana ha sido históricamente muy intensa (cuenca de Arnás), el sedimento en suspensión y los solutos registran proporciones muy similares, en torno al 45%, mientras la carga de fondo no suele llegar al 10%, casi siempre procedente de la removilización de depósitos en el propio cauce o de la erosión en taludes rocosos (Beguería et al., 2007). En cambio, en la Ribera de Arbúcies (cuenca del río Tordera) la carga de fondo tiene una importancia muy superior, pues llega al 45% frente a los solutos (30%) y el sedimento en suspensión (25%) (Batalla et al., 1995), debido al predominio del transporte de arenas que circulan pegadas al lecho. Es muy probable que el sustrato rocoso tenga una importancia determinante a la hora de explicar variabilidad de los diferentes tipos de sedimento transportado. Por último, en cuencas forestales, tanto de montaña media como de ambiente oceánico, los solutos tienen una importancia capital. Aunque muy provisional, un primer balance realizado en la cuenca de San Salvador permite deducir la mayor relevancia de los solutos (73.5%) frente al sedimento en suspensión (26.5%), debido al predominio de los procesos de infiltración frente a la escorrentía superficial, a la ausencia de fuentes de sedimento muy activas y a la moderación del tramo ascendente de los hidrogramas de crecida (Beguería et al., 2007). No debe olvidarse, sin embargo, que un evento hidrológico excepcional (con un periodo de retorno superior a 50 años) puede cambiar completamente los balances de sedimento, tanto en las cuencas forestales
como en las restantes. La casi total imposibilidad de obtener información sobre el transporte de sedimento durante esos eventos (por destrucción de los aparatos de medida y porque la carga de fondo desbordaría toda posibilidad de medición) hace muy difícil un balance de sedimento a largo plazo.
14. EL CONTROL DE LA EROSIÓN Y LA RESTAURACIÓN DE SUELOS José M. García Ruiz Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC, Zaragoza Existe en España una larga tradición sobre el control de la erosión, desde al menos mediados del siglo XIX. La mayor parte de los trabajos se han enfrentado a fenómenos espectaculares de erosión del suelo y/o a situaciones de riesgo para infraestructuras y núcleos de población. En otros capítulos de este libro se ha aludido a la reforestación de algunos sectores emblemáticos del sureste español, como Sierra Espuña, que hace un siglo estaba completamente desprovista de arbolado y afectada por intensos procesos de erosión, y hoy convertida en espacio natural con un bosque denso que difícilmente deja ver incisiones o cárcavas activas. En otros casos se realizaron intensos trabajos de restauración con el fin de frenar el acceso de sedimentos a los fondos de valle y conos de deyección, como ha sucedido en numerosos torrentes de montaña y áreas de aludes. El control de la erosión y del transporte de sedimento en España, como en el resto del mundo, se ha abordado desde una doble perspectiva no excluyente: (i) mediante obras estructurales y (ii) mediante la restauración de la vegetación. De hecho, en gran parte de los casos la reforestación se ha acompañado de trabajos de corrección de torrentes. 14.1. Las obras estructurales: El control de torrentes Las obras estructurales han afectado sobre todo a torrentes, aunque localmente también a laderas muy pendientes con elevada producción de sedimento o riesgo de generación de aludes. Consisten en la construcción de diques con un triple objetivo: (i)Limitar el transporte de sedimento hacia aguas abajo, de manera que se propicie la estabilización de conos de deyección y cauces principales muy activos. Es el caso de torrentes de montaña con una gran capacidad para transportar carga gruesa que, en condiciones naturales, se deposita en conos de deyección en forma de flujos de derrubios que obligan a cambiar continuamente de posición al cauce del cono, dificultando la colonización vegetal y la localización de infraestructuras. Uno de los ejemplos mejor conocidos es el del cono de deyección del barranco de Arás (Biescas), que en verano solía interrumpir el trazado de la carretera de Zaragoza a Francia hasta principios del siglo XX (García Ruiz et al., 1996). Algunos de estos torrentes
transportaban tal cantidad de derrubios que podían alterar incluso la morfología y dinámica del cauce principal al que tributaban, inestabilizándolo y aumentando el riesgo de erosión lateral. (ii)Reducir la pendiente longitudinal del torrente, para limitar su capacidad de incisión. Es bien sabido que las presas o diques de retención de sedimento tienden a producir en pocos años un rellano aguas arriba como consecuencia de la acumulación de sedimentos; además, muchos de esos diques cuentan a sus pies con estructuras de disipación de energía (pequeñas balsas para amortiguar el impacto de las aguas), que también contribuyen a reducir la velocidad de las avenidas. (iii)Finalmente, al reducirse la incisión del torrente, se limita también la erosión lateral y por lo tanto los diques contribuirían teóricamente a la estabilización de las laderas más inmediatas. En resumen, se trata de añadir resistencia al flujo reduciendo la pendiente del cauce y aumentando la rugosidad del lecho (Conesa García & García Lorenzo, 2007). Estos autores insisten en que los diques actúan sobre dos elementos críticos del sistema geomorfológico: la capacidad del curso de agua para transportar sedimento y la cantidad de material disponible para el transporte. Los estudios que han llevado a cabo en la cuenca de Cárcavo (término municipal de Cieza, noroeste de Murcia) demuestran que los diques contribuyen a laminar el pico de avenida, sobre todo si no están colmatados. Además, parte de la crecida se infiltra en los sedimentos acumulados aguas arriba. Así, el pico de crecida en la rambla de Cárcavo se ha visto reducido en un 6%, mientras en la de Torrecilla se ha reducido en un 24%. En cambio, el tiempo de concentración apenas ha sufrido variación, con un retraso estimado en el 0.3%. Con frecuencia, la construcción de diques se acompaña, en los tramos más pendientes, de canalizaciones del torrente para evitar la erosión lateral y la consiguiente formación de deslizamientos por socavación de la base. Esto es particularmente evidente en torrentes de montaña que drenan valles glaciares colgados, con una fortísima pendiente en su tramo inferior en el que además suelen atravesar depósitos morrénicos laterales fácilmente erosionables (barranco de Arás y barranco de Remáscaro, por ejemplo). En estos torrentes se ha comprobado una drástica reducción del transporte de sedimento después de la construcción de numerosos diques en el tramo más pendiente del perfil longitudinal. Así lo han demostrado Gómez Villar (1996) y Gómez Villar & García Ruiz (2000) en los torrentes que drenan hacia los conos de deyección de la Ribera de Biescas (valle del Gállego), cuyos sectores más activos han
experimentado una fuerte contracción espacial. La catástrofe del barranco de Arás es también una lección acerca de los efectos de la corrección estructural de torrentes: La construcción de casi 40 diques de retención de sedimento en los dos kilómetros finales de curso (¡con una pendiente en torno al 20%!) causó una aparente estabilización del cono de deyección en el que se asentó el camping. De hecho, la vegetación arbustiva y arbórea colonizó todo el cono, reflejando un descenso drástico de los aportes de sedimento y ampliando mucho el periodo de retorno correspondiente a cada avenida. Después de varias décadas de funcionamiento más moderado (a pasar de que la intensidad de las precipitaciones no había variado), sólo una avenida de baja frecuencia pudo destruir las presas y aportar todos los sedimentos hacia el cono (García Ruiz et al., 1996). En todo caso, es importante tener en cuenta que en torrentes muy activos, con fuerte pendiente, la corrección del cauce no puede considerarse nunca definitiva, dado que son sistemas de alta energía en los que una avenida excepcional puede retomar las condiciones anteriores a la corrección. Otras veces, las menos, los diques se han construido en laderas muy pendientes, a veces coincidiendo con amplias cuencas de recepción que aparecen así salpicadas de estructuras paralelas a las curvas de nivel, a modo de pequeños muros. Se trata de una estrategia muy típica de áreas generadoras de aludes. El ejemplo más conocido es el de la cabecerea de los torrentes de Estivells, Epifanio y Las Meses en Canfranc (valle del río Aragón) (Chauvelier, 1960). Allí eran muy frecuentes los aludes que llegaban hasta el fondo del valle cortando la carretera. La construcción del ferrocarril a Canfranc y la necesidad de proteger al pueblo del mismo nombre obligó a una obra descomunal de corrección que ha reducido extraordinariamente la ocurrencia de aludes y, más aún, su magnitud. Esta obra, como muchas otras, estuvo acompañada de una labor de reforestación que ha recubierto las laderas de un frondoso bosque. Algunos de los resultados de las presas o diques de retención de sedimento se han comentado ya en el capítulo 13: acumulación de sedimento aguas arriba y erosión aguas abajo, con un balance positivo de sedimentación. No obstante, la falta de mantenimiento en unos casos y la baja calidad de construcción de las presas en otros facilitan su desmoronamiento al cabo de unas décadas, como ha sucedido en muchos torrentes del sureste de España (Conesa García & García Lorenzo, 2007) y, de manera más catastrófica, en el barranco de Arás (Biescas) (García Ruiz et al., 1996). En esos casos el sedimento acumulado tras los diques se moviliza rápidamente si no se ha controlado la generación de avenidas en el conjunto de la cuenca.
14.2. El control de la erosión mediante repoblaciones forestales Ya se ha comentado que las obras estructurales van siempre acompañadas de trabajos de reforestación, de los que existe una larga tradición en España. De hecho, desde el último tercio del siglo XIX se consideró que la mejor forma de frenar la erosión del suelo era mediante la recuperación de la cubierta vegetal, favoreciendo así la restauración de suelos y la mejora de las condiciones de infiltración, almacenamiento de agua, descenso de los picos de avenida y del transporte de sedimento (Mintegui, 1989). La gran riada del río Júcar del 4 de noviembre de 1864 y las avenidas de los ríos Guadalentín y Almanzora del 14 de octubre de 1979 suponen un impulso a las tareas de reforestación, al reconocer varios estudios que hubiera podido evitarse parte de los desastres si se hubieran adoptado medidas hidrológico-forestales en sierras de cabecera (Gómez Mendoza, 1992). En la segunda mitad del siglo XIX los hitos más destacados a favor de una política reforestadora fueron, aparte de la creación de la Escuela Especial de Ingenieros de Montes, la Ley de junio de 1877 sobre Repoblación, Fomento y Mejora de los Montes Públicos y el Real Decreto de 3 de febrero de 1888 por el que se aprueba el Plan sistemático de repoblación de cabeceras de cuencas hidrográficas, así como la celebración en Murcia en 1885 de un congreso contra las inundaciones, en el que se reclama que las repoblaciones forestales ejerzan “una influencia importante en la regulación del régimen de lluvias” (Gómez Mendoza, 1992). Ya desde entonces se manifiestan posiciones contrarias entre los ingenieros de montes, que pervivirán hasta el último tercio del siglo XX, entre quienes sostienen una perspectiva productivista de los bosques y los que consideran que su función debe ser sobre toda la de proteger el suelo y reducir la magnitud de las avenidas. Durante el siglo XX las repoblaciones forestales han afectado a más de tres millones de hectáreas, reflejando la importancia de esta estrategia en la conservación y restauración de suelos. Debe tenerse en cuenta que en las primeras décadas del siglo XX gran parte de España aparecía desprovista de cubierta forestal, con formaciones subseriales de degradación, generalmente abiertas después de siglos de pastoreo, incendios repetidos y, en muchos casos, cultivo en laderas pendientes, de manera que los horizontes superiores del suelo habían sido ya erosionados y desestructurados. Desde finales del siglo XIX se había iniciado la reforestación de sectores muy concretos, considerados como potencialmente torrenciales, con riesgos para infraestructuras y población o sujetos a pérdidas irreversibles de suelo. Con la creación
de las divisiones hidrológico-forestales, la estrategia repobladora se basó en la protección de las vías de comunicación, como fue el caso de los altos valles de los ríos Aragón y Gállego, en el primer caso en el entorno de la estación internacional de Canfranc y en el segundo en los torrentes que desembocan en la Ribera de Biescas (Chauvelier, 1990). También es el caso de sectores con dunas móviles en la costa Mediterránea y de algunas cuencas y sierras particularmente deforestadas y con frecuentes avenidas súbitas: cuencas de los ríos Lanjarón, Jalón, Jiloca y Sierra de Espuña, en el contexto de la Ley de Conservación y Repoblación de Montes (1908) y el Plan Nacional de Repoblación Forestal (1926) (Castillo, 1997). Más tarde, en los años treinta, gran parte de los esfuerzos repobladores se centraron en el control de la erosión y la escorrentía en las áreas próximas a embalses, algunos todavía en proyecto por entonces (La Peña, Barasona, Mediano). El Plan General de Repoblación Forestal de España (1940) se plantea recuperar la superficie forestal, retener el suelo y mejorar la dinámica hidrológica de hasta seis millones de hectáreas en un plazo de 100 años (Tamames, 1983), con una notable variedad de especies, de manera que se favorecían las frondosas autóctonas y se relegaba a los pinos a los lugares más erosionados o más difíciles de colonizar con frondosas. Entre 1940 y 1984 se reforestaron 3,383,000 ha, (alrededor del 7% del territorio nacional) lo que significa un grado de cumplimiento muy satisfactorio desde un punto de vista cuantitativo. Sin embargo, desde un punto de vista cualitativo los resultados se apartaron mucho de la idea inicial, de manera el 90% de las repoblaciones se efectuaron con diferentes especies de pinos, seguidos muy de lejos con chopos y eucaliptos, abandonándose la idea de recuperar las superficies de frondosas. En La Rioja, por ejemplo, el 99% de las reforestaciones se llevaron a cabo con diferentes especies de pinos (49% de Pinus nigra, 31% de P. sylvestris, 8% de P. halepensis, 6% de P. uncinata y 5% de P. pinaster) (García Ruiz, 1976). En la provincia de Huesca, el 85% de las reforestaciones se hicieron con Pinus nigra y P. sylvestris, y el 9% con P. halepensis (Chauvelier, 1990). Las razones de este cambio de orientación no están claras. En algunos casos se trató de incrementar la producción de maderas de crecimiento rápido para abastecer a la industria papelera y las fábricas de muebles, dejando en un plano secundario la restitución paisajística y la restauración hidrológico-forestal. En otros casos, la degradación de los suelos y la elevada evapotranspiración aconsejaron no reforestar con frondosas y sí hacerlo con pinares, por su carácter más frugal, desde los mejor
adaptados a la sequía mediterránea (Pinus halepensis) hasta los más propios de media y alta montaña (Pinus sylvestris y P. uncinata), e incluso con coníferas exóticas (Cupressus, Larix decidua, P. radiata). En parte, la filosofía sobre la que se asienta la reforestación es la idea de Ceballos (---) de que las diferentes especies de pinos responden a distintas condiciones bioclimáticas de España, y que el tiempo se encargaría de que las formaciones de pinares evolucionasen hacia formaciones climácicas. Los trabajos de reforestación fueron llevados a cabo por el Patrimonio Forestal del Estado, el Distrito Forestal del Estado y, desde 1971, por el Instituto para la Conservación de la Naturaleza (ICONA). Progresivamente, las funciones de este último organismo han sido asumidas por las diferentes comunidades autónomas, que han elaborado sus propios planes forestales, descendiendo mucho el ritmo de reforestación desde mediados de los años ochenta. En todo este tiempo han cambiado tanto las técnicas de reforestación empleadas como las especies utilizadas. Ambos aspectos son fundamentales no sólo para explicar los resultados dasométricos e hidromorfológicos de la reforestación, sino también la organización del paisaje, los riesgos de incendio y la recuperación de los suelos. Las primeras reforestaciones se efectuaron mediante ahoyado manual, consistente en la excavación de un hoyo de unos 40 cm de diámetro y profundidad, formando hileras con una densidad de plantación próxima a 2500 pies ha-1. Posteriormente se introdujeron las fajas de buey o surcos, con una zanja lineal que sigue las curvas de nivel con ayuda de arado y tracción animal El surco presentaba una incisión de 30 a 40 cm de profundidad, volteando la tierra hacia el lado exterior (caballón). La densidad de plantación en este caso es de unos 2000 pies ha-1. Finalmente, desde finales de los años sesenta hasta mediados de los ochenta la mayor parte de las reforestaciones se llevaron a cabo con tractores oruga para la apertura de terrazas de unos 2.5 m de anchura sobre la que se plantan 1 o 2 hileras de árboles. La construcción de la terraza significó el desplazamiento del suelo de la ladera para formar rellanos delimitados en su parte externa por caballones que sirven de contrapendiente y de freno a la escorrentía superficial (Ortigosa, 1991). El objetivo era limitar la escorrentía favoreciendo la infiltración en el rellano, lo que teóricamente incentivaría el crecimiento del arbolado. Sin embargo, la movilización del suelo original y la plantación de los árboles sobre horizontes más profundos puestos en superficie no dio siempre buenos resultados, unas veces por falta de fertilidad y otras por exceso de agua en el rellano, pues la
construcción de la terraza deja en superficie un material de condiciones hidrológicas más desfavorables que el suelo original (González del Tánago et al., 1994). En cambio, tanto hoyos como surcos representaron una escasa perturbación del suelo, por lo que el crecimiento de las plantaciones ha sido, en general, muy superior al conseguido en las terrazas de bulldozer. Otros autores han aludido también al descenso de fertilidad de los suelos como consecuencia del desplazamiento de la capa superficial más fértil (Herrero Borgoñón & Rubio, 1994). La importancia de los nutrientes en el éxito de las repoblaciones forestales, particularmente en medios semiáridos, ha sido puesta de relieve por Barberá et al. (2005) en la Sierra de Picarcho, donde se estudió la superviviencia del arbolado en plantaciones de Pinus halepensis, cuyos mayores crecimientos se alcanzaron con la incorporación de basura urbana fresca. Después de los años ochenta las técnicas de plantación se han renovado completamente. Todas están mecanizadas, aunque se emplea sólo maquinaria ligera que abre hoyos en los que se planta el árbol, siguiendo las curvas de nivel o incluso las líneas de pendiente. Vivar et al. (1994) señalan, por ejemplo, que en la Sierra de Gádor (Almería) se emplearon 5 técnicas distintas en la preparación del suelo para reforestación: barrena, hoyo, banqueta, subsolado y retroexcavadora. También han cambiado las especies plantadas y las superficies afectadas, de manera que los pinos se utilizan en menor proporción, relegados por un mayor número de experiencias con encinas, robles, alcornoques y encinas. En la mayor parte de los casos los perímetros repoblados ocupan superficies mucho menores que en décadas anteriores, de manera que se ha entrado en un proceso más selectivo de reforestación. Varios estudios se han encargado de analizar las consecuencias de las repoblaciones forestales en España desde un punto de vista hidrológico y geomorfológico. Ortigosa (1991) se centró en las reforestaciones de La Rioja, a escala de laderas y de cuencas, llegando a estimar las pérdidas de suelo en las diferentes técnicas mediante perfiles microtopográficos. Así, las laderas con terrazas de bulldozer experimentan una pérdida de 1.8 mm año-1, casi 5 veces más que las laderas con fajas de buey (0.4 mm año-1) y 9 veces más que con la plantación en hoyos. En consecuencia, la tasa de erosión estimada es de 21.6 Mg ha-1 año-1 en terrazas, 4.8 Mg ha-1 año-1 fajas de buey y 2.4 Mg ha-1 año-1 en hoyos. Es importante tener en cuenta, no obstante, que estas cifras son sólo estimaciones aproximadas, dada la relativamente baja resolución de la técnica utilizada, pero da una idea de las diferencias de erosión del suelo según la
técnica de reforestación que se utilice. Mintegui (1989) realizó un estudio sobre los efectos de las repoblaciones forestales en la cuenca del río Adra, en las provincias de Granada y Almería. Estimó, mediante la USLE, tasas de erosión entre 28.8 y 71.8 Mg ha-1 año-1 en diferentes subcuencas antes de los trabajos de restauración hidrológicoforestal. Los efectos de estos últimos se calcularon para diferentes plazos, con un descenso de los aportes sedimentarios del 1.5% a los 5 años, del 23.8% a los 10 años, del 40.7% a los 25 años y del 54.3% a los 100 años. Sobre las consecuencias de las terrazas en los resultados de la reforestación, González del Tánago et al. (1994) realizaron un experimento en la cuenca alta del río Jarama (oeste de la provincia de Guadalajara), con una precipitación media anual en torno a 700 mm, es decir, suficiente para garantizar el éxito de la plantación. Se emplearon 7 parcelas experimentales, de las que 2 estaban en jaral de Cistus ladanifer, en pinar de Pinus pinaster de 30 años de edad repoblado mediante siembra, y 3 en P. pinaster de 15 a 20 años de edad repoblado sobre terrazas de bulldozer. Las pérdidas más elevadas de suelo se obtuvieron en las parcelas aterrazadas, que según la intensidad de los aguaceros podían llegar a ser de 100 a 1000 veces superiores, en parte debido a la presencia de suelo desnudo y apelmazado, sin estructura, que se encharca con facilidad. Chaparro & Esteve (1995) informaron sobre el incremento de la erosión durante los primeros años después de la repoblación forestal, como consecuencia de los movimientos de tierra, el desplazamiento de maquinaria y la apertura de pistas. Estos autores estudiaron una repoblación de 20 años de edad con Pinus halepensis en materiales neógenos de las sierras de la Cresta del Gallo y de los Villares (fosa del Guadalentín, Murcia). Su conclusión más destacada se refiere a los problemas de reforestación con terrazas en ambientes semiáridos, dada la dificultad de la recolonización vegetal (que retrasa mucho la consecución de una cubierta protectora) y por la intensidad de las precipitaciones (que pueden desbordar el rellano de las torrazas e inducir al abarrancamiento). De hecho, los caballones de las terrazas se encontraban ya muy erosionados y las formas ligadas a la escorrentía concentrada ocupaban proporciones muy elevadas. La elaboración de perfiles topográficos sugieren pérdidas elevadas de suelo, porque los sectores de acumulación (caballones) presentan un menos volumen que los sectores excavados (rellanos de las terrazas). Las tasas estimadas de erosión varían entre 71 y 93 Mg ha-1 año-1 en sustratos margo-arenosos, y menos de 40 Mg ha-1 año-1 sobre conglomerados.
Una de las cuestiones de mayor interés al estudiar las consecuencias de las repoblaciones forestales son sus efectos en el caso de que la cubierta vegetal original no esté muy degradada, es decir, cubra con cierta densidad el suelo. Mediante parcelas experimentales (8x2 m), Chirino et al. (2006) compararon cinco tipos de cubiertas vegetales: suelo desnudo, pasto seco, matorral, pasto seco con pinar repoblado y matorral espinoso con pinar repoblado (Pinus halepensis en ambos casos). En todas las parcelas con vegetación el coeficiente de escorrentía fue inferior al 1%, mientras que en la parcela desnuda fue del 4%. Las pérdidas de suelo en parcelas con vegetación fueron de 0.04 Mg ha-1 año-1 en promedio, y 40 veces más en la parcela sin vegetación. Comparando las parcelas reforestadas y las parcelas con vegetación natural, los resultados revelan que no hubo diferencias en la generación de escorrentía y pérdida de suelo. Los autores concluyen que, en el caso de que la vegetación natural no se encuentre degradada (matorrales más o menos densos o pastos) la reforestación no es un procedimiento eficaz para mejorar el funcionamiento hidromorfológico de laderas. Ortigosa (1991) realizó, también en La Rioja, una valoración de las consecuencias hidromorfológicas de las repoblaciones forestales a escala de cuenca, al comparar algunas características de cauces y taludes en cuencas repobladas y no repobladas. Los cauces de cuencas repobladas presentan un mayor cubrimiento vegetal (53.9%) que las cuencas no repobladas (41.2%). Además, en estas últimas los cauces muestran una mayor proporción de carga gruesa. En el caso de los taludes próximos a los cauces, los de las cuencas repobladas están más afectados por procesos de erosión moderada (45.6%) que las cuencas no repobladas (35.8%), que además presentan una mayor proporción de movimientos en masa superficiales. Estas observaciones coinciden con los resultados obtenidos por García Ruiz & Ortigosa (1988) en el Pirineo Central. La conclusión que se deduce de todo ello es que las repoblaciones forestales tienden a reducir la escorrentía superficial, limitando la frecuencia e intensidad de las avenidas. La escala de cuenca es también la empleada por Soto et al. (2007) para valorar las consecuencias hidrológicas de una plantación de Eucalyptus globulus. El estudio se llevó a cabo en la cuenca de O Abelar (10.7 ha), en el municipio de Abegondo (La Coruña), sobre sustrato de esquistos. El suelo tiene un 9.2% de materia orgánica y el pH del agua es de 5.2. Hasta junio de 1998 esta cuenca estaba cubierta por un 58% de pastos, un 37% de maíz y el 5% restante de bosque de ribera. Durante el año siguiente toda la cuenca fue plantada de Eucalyptus globulus, excepto el bosque de ribera. La evolución del caudal no muestra una tendencia clara, debido probablemente a la fuerte
variación interanual de la precipitación. En cambio, los caudales de la estación seca muestran una tendencia decreciente, de manera que después de 7 años de plantación el caudal de estación seca ha descendido un 40%. Este descenso se atribuye al crecimiento de la plantación de eucalipto y al consiguiente agotamiento de la reserva de agua en el suelo coincidiendo con el momento en que la evapotranspiración alcanza sus valores más elevados. No hay, de momento, información publicada sobre evolución de la carga sólida o de solutos en esta cuenca. Una valoración global de los estudios realizados sobre repoblaciones forestales en España permite deducir (i) la importancia de las técnicas empleadas en los trabajos de plantación, siendo más erosivas cuanto más suelo remueven; (ii) la reducción de la escorrentía y de los picos de avenida a escala de cuenca en las áreas repobladas en comparación con las no repobladas, siempre y cuando estas últimas estén colonizadas por matorrales abiertos y sean evidentes los procesos de arroyamiento superficial; y (iii) la importancia de contemplar la heterogeneidad de las áreas que se someten a reforestación. Los resultados de crecimiento del arbolado obtenidos por Ortigosa (1991) en La Rioja demuestran que existe una relación muy estrecha entre la actividad erosiva y la calidad de los suelos antes de la repoblación y los crecimientos medios, de manera que los lugares menos erosionados presentan elevados crecimientos frente a los ambientes más erosionados, con crecimientos muy bajos e incluso con bajas supervivencias. Los crecimientos también se hallan muy relacionados con las características topográficas (parte alta, media y baja de las laderas; concavidades, convexidades y laderas rectas) (Ortigosa et al., 1990). Esto sugiere que la heterogeneidad de las laderas se refleja en resultados dasométricos muy diversos que reflejan precisamente esa heterogeneidad. Sin embargo, las reforestaciones han impuesto, en general, una elevada homogeneidad de tratamiento (tanto en técnicas como en especies), cualesquiera que sean las condiciones topográficas o erosivas. Esto sugiere que una estrategia más adecuada sería tratar de realizar la restauración hidrológicoforestal con una aproximación de grano más fino, contemplando incluso otros usos, especialmente los ganaderos, con la creación de bosques abiertos (adehesados) que aporten sombra, mejoren la producción de hierba y permitan el movimiento libre del ganado. Algunas concavidades podrían soportar la presencia de prados o de otros cultivos, y las especies repobladas pueden adaptarse a las condiciones topográficas que, en el fondo, son un fiel reflejo de la disponibilidad de agua en las laderas. Esta perspectiva del territorio como algo heterogéneo puede contribuir a reducir la erosión, a
aumentar la productividad ganadera y a limitar la probabilidad de ocurrencia de incendios extensos. 14.3. La restauración de suelos Algunos estudios, con una vertiente más agronómica que geomorfológica, se han centrado en la restauración de suelos muy degradados o en la adopción de medidas de conservación del suelo. Entre estas últimas destacan los sistemas de laboreo de conservación (Giráldez et al., 1985; Costa, 1998), que incluyen la siembra directa o pases muy superficiales de arado para evitar el movimiento profundo de la tierra, la mineralización rápida de la materia orgánica o la desestructuración del suelo, además del laboreo paralelo a las curvas de nivel. Algunos trabajos citados en capítulos anteriores están en esta misma línea: por ejemplo, se ha comprobado que el tratamiento con herbicida de las malas hierbas en viñedos reduce la escorrentía superficial y la erosión (Lasanta & Sobrón, 1988). En olivos se comprobó también que los sistemas de laboreo poco intensivos favorecen la conservación del suelo y contribuyen a aumentar el contenido de agua en el mismo (Gómez et al., 1999). Usón et al. (1998) comprobaron que los sistemas convencionales de laboreo en viñedos de Anoia-Penedés son la principal razón de las elevadas tasas de escorrentía y erosión del suelo. Con el fin de valorar otros sistemas alternativos se sembró durante dos años una mezcla de leguminosas y hierba (Trifolium subterraneum, Festuca elatior, Vicia sativa y Lolium multiflorum) para evaluar sus efectos en la pérdida de suelo y en la producción de uva. Los resultados obtenidos demuestran que tanto el contenido de agua en el suelo como la cosecha de uva no se vieron afectados por el nuevo sistema. En cambio, la eficacia de la cubierta herbácea en la reducción de la erosión fue muy alta durante episodios de lluvia en primavera, y menos en otoño, cuando la densidad de cubierta era mucho menor. Los autores concluyen que los cultivos de cobertura (cover crops) son más eficaces en campos pendientes, donde existe más riesgo de erosión, mientras que en condiciones de menor riesgo su eficacia es muy cuestionable. En otras condiciones, pero con objetivos similares, Pinaya et al. (2000) estudiaron los efectos de la siembra de herbáceas tras incendios en suelos de Galicia. Los autores parten de la idea de que cuando el fuego supera los 200ºC de temperatura aumenta la erodibilidad del suelo y en ese caso es necesario crear condiciones que minimicen el riesgo de erosión reduciendo el tiempo de recuperación de la vegetación. El experimento se llevó a cabo en un área de 2000 m2 de Monte Pedroso, Santiago de
Compostela, a 350 m s.n.m., con una pendiente del 30%, sustrato granítico, una profundidad media del suelo de 45 cm y un pH del agua de 4.4. Las especies naturales son Ulex europaeus, Agrostis ssp., Erica cinerea y E. Umbellata. Se aislaron 5 parcelas de 20x2 m y se quemaron en julio de 1996. Después del incendio, una de las parcelas quedó como testigo, es decir, sin tratamiento posterior, para evaluar la colonización vegetal y la erosión; dos parcelas fueron sembradas con mezcla de semillas comerciales de Lolium multiflorum, Agrostis capillaris y Lotus corniculatus, y otras dos con semillas nativas de Agrostis truncatula, A. capillaris y L. corniculatus. Se determinó la cubierta vegetal 6, 10, 16 y 19 meses tras el fuego, mientras que el sedimento en suspensión se determinó tras cada evento significativo de lluvia. La cubierta vegetal aumentó más rápidamente en las parcelas sembradas que en la parcela testigo, siendo la diferencia especialmente marcada durante el periodo de mayor riesgo de erosión, es decir, durante los primeros 6 meses tras el incendio. Un cubrimiento del 60%, que se considera suficiente para una buena protección del suelo frente a la erosión, se alcanzó en 175 días en parcelas con siembra de especies nativas y en 230 días en parcelas con especies comerciales. Por el contrario, la cubierta del 60% no se alcanzó en la parcela testigo hasta 400 días después del incendio. Durante los primeros meses las pérdidas de suelo fueron muy bajas, probablemente debido a la presencia de cenizas y restos de plantas en el suelo, pero después de 7 a 8 meses la parcela testigo sufrió una intensa pérdida de suelo en comparación con las otras parcelas. En ese momento la cubierta vegetal era del 60-70% en las parcelas sembradas y de sólo el 23% en la parcela testigo. En total, durante el periodo de estudio (casi dos años) la parcela testigo perdió 1.3 Mg ha-1 y las parcelas sembradas, 0.2 Mg ha-1. Los resultados sugieren la importancia de sembrar con herbáceas poco después de producirse el incendio, para limitar las pérdidas de suelo durante los primeros años, sobre todo si el incendio ha alcanzado temperaturas muy elevadas. Una línea de investigación muy interesante en la que debe seguir insistiéndose es la relacionada con la restauración de suelos mediante la incorporación de cantidades variables de materia orgánica procedente de depuradoras de agua o de basuras urbanas. Tanto los lodos de depuradoras como las basuras representan problemas ambientales de enorme envergadura porque es necesario
encontrarles una salida racional,
económicamente viable y con los menores problemas posibles de contaminación de aguas y suelos (Navas, 1996). Para su eliminación se han manejado varias soluciones: la acumulación en vertederos controlados, la incineración y el uso agroforestal, para
mejorar la estructura y fertilidad de los suelos, a la vez que se reduce el uso de fertilizantes químicos. Esta última opción ha sido considerada por varios grupos de investigación españoles, que por medio de diversas experiencias han valorado sus consecuencias hidrológicas y geomorfológicas. El grupo pionero en España en el uso de desechos urbanos para la restauración de suelos es el del CEBAS de Murcia (Albaladejo & Díaz, 1990 y 1993; Albaladejo et al., 1991; Albaladejo et al., 1994; Lax et al., 1994; Díaz et al., 1997; Albaladejo et al., 2000). Este grupo parte de la idea de que el gran problema de las áreas semiáridas es no sólo la escasez de agua sino sobre todo el bajo contenido de materia orgánica en el suelo, que llega a cifras extremas cuando el suelo ha sufrido una intensa erosión. Esta es una idea que también han puesto de relieve Lasanta et al. (2000) en la Depresión del Ebro, donde el factor limitante para la colonización vegetal no es tanto el agua como los nutrientes. Por esta razón, se considera que la única posibilidad de recuperar los suelos muy degradados en el sureste de España y en otras regiones similares consiste en la incorporación de desechos urbanos, lo que posibilitaría el crecimiento rápido de la vegetación, la mejora de la infiltración y de las características físico-químicas de los suelos. Albaladejo et al. (1994) contaron con 5 parcelas experimentales cerradas de 15x5 m en Fortuna, Murcia. Una de las parcelas permaneció inalterada y en las otras 4 se incorporaron 6.5, 13, 19.5 y 26 kg m-2 de basura. Análisis posteriores demostraron un aumento en la concentración de N y C total, del P disponible y de K y Na en el suelo. Para C y N el aumento fue proporcional a la cantidad de basura incorporada, y el aumento de P fue proporcionalmente mayor que el de K. Una cuestión importante es que no se produjo un aumento consistente de metales pesados en el suelo. Los efectos beneficiosos de la basura en el suelo se prolongaron durante al menos 3 años, lo que hace innecesaria la reiteración frecuente en el empleo de basura, reduciendo así el riesgo de contaminación. En las mismas parcelas experimentales, Albaladejo et al. (1991) habían comprobado una mejora notoria en las características físicas del suelo: el contenido de agua, la capacidad de almacenamiento de agua, la tasa de infiltración y el porcentaje de agregados estables aumentan con la adición de basura, de manera directamente proporcional a la dosis incorporada, aunque la mayor tasa de aumento se produce entre la parcela testigo y la parcela con la dosis inferior. Estos cambios en las propiedades físicas del suelo significan también una mejoría en las características hidrológicas y en la erodibilidad, que es paralela al aumento de la producción de biomasa. La Tabla ---
refleja los valores de escorrentía y pérdida de suelo en cada una de las parcelas, con una reducción espectacular de ambos en cuanto aumenta la cantidad de materia orgánica en el suelo. Baste señalar que con la tasa de incorporación más baja, la escorrentía descendió un 67% en comparación con la parcela testigo, y un 98% con la aportación de residuos más elevada. Nueve años después del inicio de la experiencia aún persistía la mejora en la estructura del suelo (Díaz et al., 1997). En la misma región, otras experiencias similares conducen a resultados parecidos (Romero Díaz, 2003). Así, en Santomera se comparó la eficacia de cuatro tipos de adiciones orgánicas en la mejora de la estructura del suelo (lodos de depuradora, residuos frescos sin compostar de basuras urbanas, compost de basuras urbanas y estiércol de caballo). El resisiduo sin compostar fue el que produjo un mayor incremento de agregados estables (Roldán et al., 1996). Gómez et al. (1998) lodos de depuradora en suelos extremadamente degradados de Abanilla (30 km al norte de Murcia), con 4 tratamientos diferentes (0, 10, 30 y 50 g de lodo seco por kg de suelo). La mezcla se colocó en macetas en invernadero durante 5 meses, mantenidas a 1/3 de su capacidad de campo. Análisis posteriores mostraron un aumento en el contenido de materia orgánica (que llega hasta el 3% en el caso del mayor tratamiento), de N y de los agregados estables. Lax et al. (1994) partieron del hecho de que el regadío en zonas semiáridas tiende a aumentar el riesgo de salinización, a la vez que disminuye la tasa de infiltración. Con el añadido de basuras urbanas se comprobó una mejora de la tasa de infiltración y un a recuperación de la estructura del suelo. La existencia de suelos muy degradados en la Depresión del Ebro aconsejó también la realización de experiencias similares de restauración. Así, Navas (1996) instaló 10 parcelas de 10x25 m, 5 en horizontal y 5 con pendiente inferior al 5%, sobre suelos yesíferos con un 0.9% de materia orgánica, e incorporó diferentes dosis de los procedentes de la estación depuradora de La Almozara (Zaragoza) (0, 20, 40, 80 y 160 Mg ha-1). La biomasa producida (cultivo de cebada) experimentó un claro aumento en relación directa con la dosis de lodos aplicada. También aumentó el contenido de humedad. Desir y Sirvent (2001) en suelos pobres en materia orgánica de Monegros, Depresión del Ebro, llevaron a cabo otra experiencia de restauración mediante la utilización de purines de cerdo. Se da la circunstancia de que los cultivos cerealistas se han intensificado, obligando a aumentar la incorporación de fertilizantes y, por otro, hay una gran actividad ganadera con muchas granjas de ganado porcino que producen
grandes cantidades de residuos. El trabajo se realizó en suelos arcillosos y yesíferos. En los primeros se constató un aumento en la estabilidad de agregados, y una disminución de la dispersabilidad y de la erodibilidad potencial (factor K). En cambio, en suelos yesíferos los suelos no tratados eran más estables porque ya originalmente contaban con más de un 1% de materia orgánica. Los autores concluyeron que en los suelos estudiados existe un umbral en torno al 2% de contenido de materia orgánica que condiciona el efecto de la incorporación de más materia orgánica. Así, para valores de partida inferiores al 2% la estabilidad del suelo aumenta con más materia orgánica, mientras que con contenidos cercanos o superiores al 2% la adición se traduce en una disminución importante de la estabilidad. También con purines de cerdo, aunque en la estación de Arganda del Rey, cuenca del Jarama, Díez et al. (2004) concluyen que la incorporación de cantidades de purín por encima de los valores considerados como óptimos no tienen ningún efectos en la producción de maíz y, por el contrario, aumentan tanto la salinización del suelo como la contaminación del agua con nitrato.