TDVazquezTarrio.pdf

UNIVERSIDAD DE OVIEDO A Programa de Doctorado: Geologa

Daniel Vzquez Tarro

TESIS DOCTORAL

Transporte de sedimento como carga de fondo en la cuenca del ro Narcea (vertiente

Norte de la Cordillera Cantbrica)

UNIVERSIDAD DE OVIEDO Programa de doctorado: Geologa

TRANSPORTE DE SEDIMENTO COMO CARGA DE FONDO EN LA CUENCA DEL

RO NARCEA (VERTIENTE NORTE DE LA CORDILLERA CANTBRICA)

Daniel Vzquez Tarro

2012

UNIVERSIDAD DE OVIEDO VicerrectoradodeInternacionalizacin

yPostgrado

FOR

-MA

T-V

OA

-010

-BIS

RESUMEN DEL CONTENIDO DE TESIS DOCTORAL

1.- Ttulo de la Tesis Espaol/Otro Idioma: Transporte de sedimento como carga de fondo en la cuenca del ro Narcea (vertiente Norte de la Cordillera Cantbrica)

Ingls: Bedload sediment transport in Narcea river basin (Northern Cantabrian watershed)

2.- Autor Nombre: Daniel Vzquez Tarro

Programa de Doctorado: Geologa rgano responsable: Departamento de Geologa

RESUMEN (en espaol)

Una red de drenaje puede ser percibida como una cinta transportadora que acarrea agua y sedimento desde las zonas de cabecera hasta las reas de sedimentacin marinas. As entendido, el sistema fluvial representa el enlace necesario entre los procesos erosivos y los procesos sedimentarios. Una adecuada comprensin del medio fluvial pasa, por tanto, por un correcto entendimiento de los procesos de transporte de sedimento. De todo el sedimento que transita por la red fluvial, el sedimento transportado como carga de fondo constituye alrededor del 10-20% de la carga sedimentaria desplazada. Sin embargo, es precisamente el sedimento transportado de este modo el que define la forma en planta y la geometra en seccin del canal.

En la vertiente Norte de la Cordillera Cantbrica, los procesos de transporte de sedimento grueso como carga de fondo representan un elemento importante para la comprensin del comportamiento geomorfolgico y sedimentolgico del medio fluvial. Estos ros drenan hacia el Mar Cantbrico salvando desniveles cercanos a los 2.000 metros en un corto recorrido y, como consecuencia, se desarrollan redes de drenaje con gradientes relativamente elevados y cauces con una abundante representacin de sedimento grueso (gravas y cantos) en el material del lecho.

A pesar de ello, hoy da existe una carencia de datos cuantitativos sobre estos procesos de transporte en ros cantbricos. Los objetivos de este trabajo han sido: 1) obtener los primeros datos de tasas de transporte como carga de fondo en estos cauces y 2) tratar de extraer sus potenciales implicaciones geomorfolgicas.

Para llevarlo a cabo, en esta investigacin se ha decidido centrar la atencin en cauces pertenecientes a la cuenca del ro Narcea. Esta se puede considerar como representativa de los ros de la regin en cuanto a caractersticas tales como geologa, geomorfologa, vegetacin y/o intervenciones humanas. Para este trabajo, se han seguido tres enfoques complementarios:

i) Primero, se ha realizado el estudio directo, en campo, de los procesos de transporte en dos cauces pertenecientes a la cuenca del ro Narcea: los ros Pigea y Coto. Para ello, se ha recurrido a la tcnica de los clastos trazadores, consistente en sembrar el sedimento del lecho con clastos marcados (pintados y con imanes insertados), midiendo sus desplazamientos tras eventos de crecida.


yPostgrado

Usando la relacin funcional entre desplazamientos y tamao de grano, las medidas de desplazamiento han podido ser traducidas a tasas de transporte, estimndose as el valor de estas tasas en torno a 0,2-4,1 Kg/s para seis episodios de crecida con perodos de retorno de, aproximadamente, 2-4 aos.

ii) Se ha recurrido a la aplicacin de diversas ecuaciones propuestas por distintos autores para la prediccin de tasas de transporte en ros de lecho grueso. Al comparar con los resultados de los trazadores, estas ecuaciones parecen sobrestimar fuertemente las tasas de transporte.

Esto ha sido interpretado aqu como debido a limitaciones locales en la disponibilidad de sedimento, causadas por las propias estructuras sedimentarias y/o textura del lecho. Estos rasgos texturales incrementan la resistencia hidrulica a los procesos de transporte y difcilmente pueden ser incorporados en el planteamiento matemtico de las frmulas tericas.

iii) Finalmente, se persigui estimar los volmenes de sedimento transferidos por el bajo Narcea durante los ltimos cincuenta aos, tratando de relacionar estos volmenes con la evolucin morfosedimentaria experimentada por el canal fluvial. Para ello, se realiz un anlisis de los cambios experimentados por la geometra en planta del canal, basado en la observacin de fotografas areas de diferentes fechas.

A partir de los cambios de superficie observados, se estimaron las variaciones en los volmenes de los almacenes de sedimento (barras de gravas y/o vegetadas) y con ello, un balance de sedimentos fue realizado.

Los resultados obtenidos con estos tres mtodos parecen poner de manifiesto el carcter espordico del transporte de sedimento como carga de fondo en los cauces pertenecientes a la cuenca del Narcea. El rgimen de transporte parece estar definido por la existencia de dos tipos de eventos de transporte. Por un lado, eventos de baja intensidad, asociados a las crecidas ms frecuentes, donde las tasas de transporte son bajas, el sedimento transportado es preferentemente fino y durante las cuales no ocurren cambios morfolgicos. Y por otro, eventos de alta intensidad, con recurrencias superiores a diez aos, en los que el transporte de las fracciones gruesas de tamaos ya es relevante y donde importantes cambios en la geometra en planta y en seccin del canal son esperables.

RESUMEN (en Ingls)

A drainage network could be perceived as a conveyor belt which carries water and sediment from headwater areas to marine deposition places. In this sense, the fluvial system constitutes the necessary link between the erosive and the sedimentary processes. A proper understanding of fluvial environment requires, then, an adequate comprehension of the sediment transport processes. Bedload transport represents around 10-20% of the total load moved by fluvial systems; nevertheless, bedload governs,


yPostgrado

precisely, channel morphology.

In the Northern Cantabrian Watershed, coarse bedload transport processes represent an important mechanism to properly understand the geomophological and sedimentological behavior of fluvial systems. These rivers drain to the Bay of Biscay, with a altitude change of 2,000 m in a short path and, consequently, form drainage networks with relatively high gradient and where bed sediment typically coarse (gravel and cobble) develops.

Despite this, currently, there is a lack of knowledge about these processes in Cantabrian rivers. The main goals of this research were: 1) to obtain the first data on bedload transport rates for a river in the region and 2) to extract all its potential geomorphological implications.

To accomplish this, the Narcea river basin was chosen as case study. This watershed could be considered as representative of regional rivers in features like geology, geomorphology, vegetal cover and human interventions. Three different approaches were followed:

i) Firstly, in the field, bedload processes were studied using tagged clasts to trace bedload transport. This was made in two channels from the Narcea river basin: Rivers Pigea and Coto.

Using the functional relation between displacement distances and grain diameter, displacement measures were translated into transport rates for six flood episodes, with recurrences around 2-4 years, obtaining values around 0.2 to 4.1 Kg/s.

ii) Several bedload transport equations, proposed by different authors for predicting transport rates, were applied. When compared with tracer results, these equations overestimated bedload transport rates.

This was interpreted here as due to local limitations in sediment supply, caused by bed sediment structures and bed texture. These textural features increase hydraulic resistance and are not included in the mathematical development of those theoretical formulae.

iii) Finally, volumes of sediment transferred by the lower Narcea River during the last fifty years were estimated, trying to relate these volumes with the morphosedimentary evolution of the rivers channel. In order to do this, an analysis of changes experienced by the channel planform was made, using the observation of several aerial photographs taken in different dates.

With the results of that analysis, changes in the volumes of sediment storages (fluvial bars) and a sediment budget were estimated.

The author of this thesis claims that all the results obtained with these three methods converge and show how bedload transport is sporadic in the channels belonging to the Narcea river basin. Bedload transport regime seems to be defined by two different kinds of transport episodes.

On the one hand, low intensity ones, associated with the more frequent flood events, when fine sediment is preferentially moved and when changes in channel morphology are not expected to occur. And on the other hand, high intensity flood events, with return periods of over ten years; during these events, transport of coarse


yPostgrado

fractions of sediment is very relevant and channel morphology is expected to undergo important changes. SR. DIRECTOR DE DEPARTAMENTO DE GEOLOGA/ SR. PRESIDENTE DE LA COMISIN ACADMICA DEL PROGRAMA DE DOCTORADO EN GEOLOGA

NDICE

CAPTULO 1: Introduccin y objetivos 1

1.1 El transporte como carga de fondo en los ros cantbricos 2

1.2 Estructura del texto 2

1.3 Objetivos 3

CAPTULO 2: Antecedentes 5

2.1 Definiciones y conceptos generales 5

2.2 Comportamiento del agua en el medio fluvial 10 2.2.1. Consideraciones sobre el movimiento del agua 10 2.2.2. Descripcin y caracterizacin del flujo 17 2.2.3. Concepto de capa lmite: Introduccin al transporte 19

2.3 Transporte de sedimento 25 2.3.1. Introduccin al transporte de sedimento 25 2.3.2. Anlisis de las fuerzas que actan sobre un grano 27 2.2.3. Consideraciones sobre ros de lecho grueso 36

a. Introduccin: Formas de lecho en ros de lecho grueso 36 b. Acorazamiento e hiptesis de la igual movilidad 41 c. Transporte de sedimento en ros de lecho grueso: estado actual 52

2.4 Determinacin de las tasas de transporte 54 2.4.1. Medidas de campo 54

a. Muestreadores tipo cesta o canasta 55 b. Trampas de sedimento 57 c. Trazadores 58 d. Otros mtodos: obras a gran escala, mtodos geofsicos 61

2.4.2. Frmulas tericas 61 2.4.3. Mtodo inverso o morfolgico 63

2.5 Antecedentes de trabajos en Espaa y en el rea de estudio 65

CAPTULO 3: rea de estudio 67

3.1 Marco geogrfico 67 3.1.1. Introduccin 67 3.1.2. Modificaciones humanas sobre el cauce 70

a. Presas 71 b. Canalizaciones 71

3.2 Marco geolgico 72 3.2.1. Zcalo paleozoico 72 3.2.2. Geologa postvarisca 75

3.3 Marco geomorfolgico 76 3.3.1. Relieve en el rea de estudio 76 3.3.2. Modelado del paisaje 78

a. Modelado fluvial 78 b. Procesos torrenciales 79 c. Procesos de ladera 80 d. Modelado glaciar 81

3.4 Marco climtico 82

3.5 Vegetacin y fauna 85 3.5.1. Vegetacin 85 3.5.2. Fauna ligada al medio fluvial 86

3.6 Marco hidrolgico-hidrulico 87 3.6.1. Informacin general 87 3.6.2. Influencia hidrolgica de las actuaciones humanas 91

CAPTULO 4: Metodologa 95

4.1 Trazadores 95 4.1.1. Seleccin del rea de estudio 96

a. Obtencin de datos granulomtricos 99 b. Levantamiento topogrfico con estacin total 103 c. Descripcin de los puntos de estudio seleccionados 103

4.1.2. Seleccin, preparacin, sembrado y recuperacin de los clastos trazadores 114 a. Tamao de la poblacin 114 b. Marcaje del sedimento 115 c. Sembrado de trazadores 118 d. Deteccin y recuperacin de los trazadores tras episodios de crecida 120

4.1.3. Trabajo de gabinete 122 a. Determinacin y clculo de las caractersticas hidrolgico-hidrulicas 122 b. Determinacin de los parmetros hidrolgicos de las crecidas estudiadas 125

c. Tasas de transporte 127 d. Competencia y condiciones de inicio de transporte 138 e. Relaciones tasas de transporte-energa de la corriente 142 f. Masas y volmenes anuales de sedimento movilizado 145

4.2 Ecuaciones tericas para la estimacin del transporte de fondo 146 4.2.1. Du Boys-Straub 146 4.2.2. Schoklitsch 147 4.2.3. Meyer Peter y Mller 148 4.2.4. Einstein 150 4.2.5. Bagnold 154 4.2.6. Ecuaciones de desarrollo moderno: hiptesis del colapso de similaridad 155

a. Parker-Klingeman-McLean 159 b. Parker y Klingeman 161 c. Parker 161 d. Wilcock y Crowe 162

4.2.7. Puesta a punto de las ecuaciones y comparacin de resultados 163 4.2.8. Toma de datos en campo para la aplicacin de las ecuaciones 165

4.3 Mtodo morfolgico 166 4.3.1. Balance del sedimento del lecho 167 4.3.2. Aplicacin al tramo inferior del ro Narcea 170

a. Seleccin de fotografas areas de diferentes fechas y georeferenciacin 170 b. Recopilacin de informacin hidrolgica sobre el bajo Narcea 171 c. Cartografa del canal 172 d. Divisin en subtramos 174 e. Correccin de los valores de superficie cartografiados 175 f. Estimacin de las variaciones en la anchura del canal activo 177 g. Estimacin de la profundidad media de los depsitos 177 h. Anlisis de los cambios de volumen 186 i. Aportes de sedimento desde los tributarios 189 j. Clculo del balance del sedimento del lecho 190 k. Estimacin de los errores 190 l. Estimacin de tasas de transporte para eventos individuales 193

CAPTULO 5: Resultados y Discusin 197

5.1 Trazadores 197 5.1.1. Trazadores: observaciones de campo 198

a. Informacin hidrolgica-hidrulica 198 b. Tasas de recuperacin de trazadores y distribucin de los desplazamientos 206

5.1.2. Trazadores: estimacin de las tasas de transporte 211 a. Ajuste de la expresin de Church y Hassa (1992) 212 b. Desplazamientos medios estimados 215 c. Velocidad virtual 216 d. Profundidad de la capa activa 218 e. Tasas de transporte 220

5.1.3. Trazadores: competencia y condiciones de inicio de transporte 221 a. Resultados: inicio del transporte 222 b. Resultados: competencia de la corriente 229 c. Interpretacin y discusin de los resultados obtenidos 229

5.1.4. Relaciones tasas de transporte-condiciones de flujo 231 a. Relaciones tasas-potencia hidrulica 232 b. Relaciones tasas-caudal 234 c. Relaciones tasas-esfuerzos 235 d. Discusin e interpretacin de los resultados 236

5.1.5. Volmenes de sedimento movilizados a lo largo del tiempo 237 a. Volmenes anuales promedio 237 b. Relaciones volmenes transferidos-reas de drenaje 239

5.1.6. Trazadores: implicaciones geomorfolgicas de los resultados obtenidos 240 a. Modos de transporte en los cauces estudiados 241 b. Relaciones tasas de transporte-condiciones de flujo: aplicabilidad 255 c. Descarga efectiva 259 d. Especulaciones sobre la carga total transportada 264

5.2 Resultados de la aplicacin de ecuaciones de carga de fondo 272 5.2.1. Du Boys-Straub 272 5.2.2. Schoklitsch 274 5.2.3. Meyer Peter y Mller 276 5.2.4. Einstein 279

5.2.5. Bagnold 280 5.2.6. Parker-Klingema-McLean 282 5.2.7. Parker-Klingeman 283 5.2.8. Parker 285 5.2.9. Wilcock-Crowe 287 5.2.10.Discusin sobre la aplicacin de las frmulas de transporte 288

a. Resumen de los resultados obtenidos 288 b. Anlisis de similaridad 290 c. Interpretacin y discusin de los resultados 292

5.3 Mtodo morfolgico 299 5.3.1. Observaciones cualitativas sobre las fotografas areas 301

a. Observaciones realizadas 301 b. Interpretacin de los cambios observados 308

5.3.2. Cartografa de los elementos 312 a. Correccin areal 312 b. Valores de superficie 314 c. Variaciones en la anchura de canal 315

5.3.3. Variaciones de volumen 323 a. Cambios en los depsitos de gravas expuestas. 323 b. Cambios en los depsitos de barras vegetadas y/o mrgenes de ribera 326 c. Cambios netos en los volmenes de los reservorios 329 d. Interpretacin conjunta de los cambios de volumen 331

5.3.4. Balance del sedimento del lecho: Resultados 336 a. Aportes de los tributarios 337 b. Resultados del balance del sedimento del lecho 338 c. Errores estimados 340 d. Tiempo de residencia 341 e. Interpretacin y discusin conjunta de los resultados 342

5.3.5. Estimacin de tasas de transporte para eventos individuales 360 a. Identificacin de los eventos de crecida 361 b. Contribucin de cada evento al total de transporte observado 364 c. Determinacin de las tasas de transporte asociadas a cada evento 364 d. Discusin de los resultados 366

5.4 Consideraciones finales 369

CONCLUSIONES 375

AGRADECIMIENTOS 381

BIBLIOGRAFA 389

Captulo 1: Introduccin y objetivos

1

CAPTULO 1: INTRODUCCIN Y OBJETIVOS

El transporte de sedimento fluvial como carga de fondo desempea un papel muy importante en el contexto de una cuenca de drenaje; distintos factores relacionados con el mismo definen y controlan la geometra en planta de los canales fluviales. En este sentido, la tasa de transporte de este sedimento representa un parmetro que refleja los balances existentes entre los aportes de sedimento al canal y su capacidad para desalojarlo. La carga de fondo ejerce as control sobre los posibles cambios morfolgicos que pueda experimentar el canal, as como la respuesta del mismo a las distintas alteraciones inducidas por causas naturales y/o por la accin humana.

Este sedimento de fondo o de lecho se encuentra almacenado, durante los momentos de baja energa, en los distintos depsitos de barras y de lecho de canal, siendo capaz de ponerse en movimiento en aquellos momentos de crecidas intensas en los cuales el sistema fluvial dispone de la suficiente energa como para poner en funcionamiento sus mecanismos de transporte. De esta manera, el sedimento es transportado aguas abajo participando activamente en los balances sedimentarios del canal. Cambios en la capacidad de transporte del canal y/o en los aportes de sedimento al mismo van a conllevar cambios en los volmenes de sedimento almacenados. Esto, en ltimo trmino, se traduce en fenmenos erosivos y/o de depsito que pueden acabar determinando cambios morfolgicos y variaciones en la geometra del canal fluvial.

Asimismo, en el contexto de la cuenca de drenaje, el canal fluvial representa la cinta transportadora encargada de exportar el material procedente de la denudacin de las reas continentales hacia la cuenca de sedimentacin. Una mejor comprensin de la evolucin del relieve de una determinada regin pasa por comprender adecuadamente los distintos procesos que tienen lugar dentro de la cuenca de drenaje; por ejemplo, el transporte de sedimento dentro en los sistemas fluviales.

Variaciones en las tasas de transporte de sedimento pueden estar inducidas por causas de diverso origen, como puedan ser eventos extremos, cambios naturales en la hidrologa, variaciones climticas a escala de la cuenca, intervenciones humanas (canalizaciones y/o presas) o cambios en los usos del suelo. En consecuencia, los cambios en los procesos de transporte (reflejados en la morfologa del canal y la sedimentologa de los depsitos) nos hablan tambin sobre la historia de la cuenca.

Conocer los procesos de transporte tambin posee importancia aplicada. El adecuado diseo de una obra hidrulica (una canalizacin, por ejemplo) requiere considerar los volmenes de sedimento que son transportados, para as poder disear una seccin eficaz de cauce capaz de desalojar todo el sedimento que le es aportado y as minimizar problemas derivados, como por ejemplo, colmataciones o un incremento en la frecuencia de inundacin ligado a la reduccin de seccin de cauce eficaz.

Transporte de sedimento en la cuenca del ro Narcea

2

1.1 El transporte como carga de fondo en los ros cantbricos

Los ros cantbricos estn caracterizados por un recorrido corto desde su nacimiento en la Cordillera Cantbrica hasta su desembocadura en el Mar Cantbrico, salvando desniveles cercanos a los 2000 metros en apenas 70 km. Ello determina que sus cauces se caractericen por una pendiente media relativamente elevada, cortos tiempos de respuesta a los eventos de precipitaciones y una abundante representacin de clastos de sedimento grueso (gravas, cantos y bloques) en los depsitos de lecho. Por estas razones, el transporte de sedimento grueso como carga de fondo juega un papel muy importante en los procesos de transporte en los cauces de estas redes de drenaje. Una mejor comprensin del comportamiento geomorfolgico de los ros de la regin pasa, por tanto, por una caracterizacin cuantitativa de estos procesos de transporte.

Resulta llamativo que, a pesar de la importancia de estos procesos de transporte en la dinmica fluvial, actualmente existe una carencia total de datos cuantitativos acerca de las caractersticas de estos procesos de transporte o sobre los valores de las capacidades de erosin y/o tasas de transporte como carga de fondo en los sistemas fluviales de esta regin. Por todo esto, cuantificar todos los factores relacionados con el transporte de sedimento posee un gran inters cientfico, de cara a una mejor comprensin de los procesos geomorfolgicos y sedimentarios que tienen lugar en el mbito de los ros cantbricos, as como tambin un significativo inters aplicado.

Todo ello creemos que justifica la eleccin de este tema como foco de investigacin para el trabajo que aqu se presenta, el cual corresponde a un proyecto de investigacin enmarcado en el proceso de Doctorado de Daniel Vzquez Tarro.

1.2 Estructura del texto

De acuerdo a Arnau (1990), la investigacin cientfica es un proceso que consta de tres fases. Una primera fase terico-conceptual donde se efecta el planteamiento del problema de investigacin. Una segunda fase metodolgica-tcnica, en la cual se seleccionan y se llevan a la prctica los procedimientos necesarios para la recogida de datos relevantes al problema planteado. Finalmente, una tercera fase estadstico-analtica donde se tratan, elaboran y preparan los datos recogidos para una adecuada interpretacin de los mismos. En la interpretacin de estos resultados, el investigador valora lo que suponen sus resultados respecto a los objetivos definidos inicialmente; el investigador discute tambin sus conclusiones en el contexto de los resultados de otros autores, proponiendo, si procede, nuevas vas de investigacin. De este modo, se regresa al primer nivel terico-conceptual, cerrndose el ciclo caracterstico de toda investigacin cientfica. El ltimo paso de todo este proceso es dar a conocer los resultados a la comunidad cientfica a travs de un informe (Fontes de Gracia y otros, 2010).

El presente texto constituye precisamente este informe final, mediante el cual se pretenden exponer los resultados del trabajo de investigacin correspondiente a la formacin doctoral del autor del mismo. En este texto se seguir el esquema apuntado en el prrafo anterior. Primero, se plantear el problema a estudiar (el transporte de sedimento como carga de fondo) y se definirn los objetivos del trabajo (Captulos de Introduccin, Objetivos, Antecedentes y rea de estudio). A continuacin se describir la metodologa empleada durante

Captulo 1: Introduccin y objetivos

3

este trabajo de investigacin (Captulo Metodologa). Finalmente, se concluir con la presentacin de los resultados y la discusin sobre los mismos (Captulos Resultados y Discusin y Conclusiones).

1.3 Objetivos

El objetivo general de la presente Tesis es la caracterizacin cuantitativa del transporte de sedimento como carga de fondo en un ro de la vertiente Norte de la Cordillera Cantbrica, as como la obtencin de las primeras tasas de transporte de sedimento como carga de fondo para un ro de esta regin.

Para llevar a cabo este objetivo general se han seguido los siguientes pasos:

La realizacin de una extensa revisin de la literatura cientfica actualmente disponible sobre transporte de sedimento fluvial, con particular nfasis en el transporte como carga de fondo. Esta revisin bibliogrfica ha centrado especialmente la atencin en las metodologas existentes para la estimacin de las tasas de transporte.

Seleccin de mtodos potencialmente aplicables a los ros de la regin,

ensayando tres de estos mtodos: utilizacin de clastos trazadores, identificacin de cambios morfolgicos sobre el canal y aplicacin de frmulas tericas.

Recogida de datos en campo y anlisis de gabinete sobre los mismos. El

objetivo ha sido doble: por un lado, obtener datos cuantitativos; por otro, establecer una comparacin entre los resultados obtenidos mediante los distintos mtodos.

Con todo esto, el diseo de la presente investigacin se ha articulado en torno a tres hiptesis de trabajo:

El empleo de cantos trazadores representa una metodologa apropiada para el estudio del transporte de sedimento en los cauces del ro Narcea y para la comprensin de los procesos de transporte a escala de evento. La utilizacin conjunta de los datos de desplazamientos medios medidos con trazadores y la relacin desplazamiento de trazadores-tamao de grano, definida por Church y Hassan (1992) y Hassan y Church (1992), puede aportar informacin sobre los valores de las tasas de transporte en cauces de la cuenca del Narcea para diferentes eventos de crecida.

La identificacin de cambios morfolgicos en el canal fluvial, a travs del

anlisis de fotografas areas de diferentes fechas, junto con la informacin obtenida con los trazadores, puede ser utilizada para realizar un balance de sedimentos en el tramo bajo del ro Narcea (aguas abajo de la presa de La Barca) para los ltimos 50 aos.


4

Los valores de tasas de transporte as obtenidos, junto con las estimaciones de las frmulas de transporte, pueden ser puestos en relacin entre s y ser utilizados para comprender los procesos de transporte de sedimento en la cuenca del Narcea a escalas temporales superiores a las del evento.

Captulo 2: Antecedentes

5

CAPTULO 2: ANTECEDENTES

Con el objetivo de facilitar la lectura posterior del presente texto, se incluye una breve introduccin a los conceptos y principios fsicos generales que se encuentran detrs del transporte de sedimento. Esta introduccin ha sido dividida en cinco partes. Primero, se expondrn definiciones y conceptos generales. A continuacin, se realizar una exposicin sobre la teora actual de transporte de sedimento, dividida en dos partes: primero se har una breve introduccin al comportamiento de la fase fluida y posteriormente, se introducirn los principios que dirigen el transporte de sedimento propiamente dicho (fase mixta fluido-slido). Despus, se expondrn las particularidades asociadas al transporte de sedimento en ros de lecho grueso, como los analizados en la presente investigacin. Posteriormente, se har una introduccin a las diferentes tcnicas de medida del transporte de sedimento , finalizando con la mencin a los antecedentes de estudios sobre transporte de sedimento en la regin.

Apuntar aqu que se puede encontrar una buena revisin de los principios mecnicos que gobiernan el transporte de sedimento en Le Roux (2005). Asimismo, buenos sumarios sobre las leyes fsicas relativas al flujo y al transporte de sedimento aparecen recogidos en los trabajos escritos por Allen (1997) y Leeder (1999). Por otra parte, un buen resumen e introduccin a las diferentes tcnicas de medida de las tasas de transporte aparece en los documentos escritos por Hicks y Gomez (2003) y Batalla (2007). Finalmente, respecto a la cuestin sobre las distintas ecuaciones de transporte que han sido desarrolladas, destacar los trabajos de revisin publicados por Gomez y Church (1989) y Wilcock y otros (2009).

2.1 Definiciones y conceptos generales.

El trmino sedimentacin es utilizado en geologa para referirse a la acumulacin de materiales slidos de diversa procedencia, realizada por diversos agentes geolgicos externos (viento, agua y/o hielo, fundamentalmente). El trmino sedimento se usa precisamente para referirse a los materiales sin consolidar que forman estas acumulaciones, los cuales han sido transportados y acumulados sobre la superficie externa de la Tierra.

Estos procesos de sedimentacin tienen lugar principalmente en grandes reas deprimidas de la superficie terrestre, que son llamadas cuencas de sedimentacin. Los sedimentos depositados en estas cuencas pueden tener una historia ms o menos larga, siendo el resultado de la denudacin y erosin de las rocas de algn punto de la superficie de la Tierra (conocido como rea fuente) y su posterior transporte por un medio fluido (agua, viento y/o hielo) y depsito a partir del mismo bajo la accin de diversos mecanismos fsicos, qumicos y/o biolgicos. De esta manera, se establece continuidad entre el rea fuente (catchment area) y/o cuenca de drenaje (drainage basin; rea a lo largo de la cual el agente de transporte capta su caudal fluido y los materiales transportados) y la cuenca de sedimentacin (sedimentary basin; la zona deprimida de la superficie terrestre a la cual drena finalmente la cuenca de drenaje y en donde se produce el depsito del material a partir del agente fluido de transporte). En este sentido, los procesos de transporte de sedimento fluvial constituyen el vnculo indispensable entre la unidad fundamental de la geomorfologa, como llamaba Chorley (1971) a la cuenca de drenaje, y la unidad fundamental de sedimentologa, como de igual manera haca Leeder (1999) con la cuenca de sedimentacin.


6

En este marco conceptual se produce, por tanto, el necesario enlace entre los procesos geomorfolgicos (los procesos modeladores del relieve) y los procesos sedimentolgicos (los procesos que dan lugar a la acumulacin de depsitos en los medios sedimentarios). El continuo representado por este sistema cuenca de drenaje-cuenca de sedimentacin fue dividido por Schumm (1977) en tres tramos. Por un lado, las reas de cabecera, donde el sistema fluvial capta agua y sedimento y donde dominan los procesos de erosin. A continuacin se sitan los tramos medios, donde los cauces principales de la red de drenaje, en un estado morfolgico de cuasi-equilibrio, transfieren el sedimento al ltimo tramo: la cuenca de sedimentacin. En este sentido, los procesos de transporte fluvial en los cauces principales de la red de drenaje desempean un importante papel como cinta transportadora de material desde las reas de denudacin a las cuencas de sedimentacin.

Los procesos de transporte de sedimento en el seno de las corrientes fluviales juegan, entonces, un doble papel en este contexto. Por un lado, contribuyen al modelado del relieve de la superficie emergida de la Tierra, al exportar el sedimento extrado por los procesos erosivos en las zonas de cabecera. Por otro lado, aportan los materiales que posteriormente sern depositados en las reas de sedimentacin marinas.

Estos fenmenos de transporte de sedimento en el medio fluvial tienen lugar mediante la intervencin de diversas modalidades de transporte:

Disolucin: El agua es capaz de transportar gran cantidad de compuestos qumicos en disolucin.

Flotacin: Este es el mecanismo por el que son transportados principalmente

troncos y otros restos vegetales y, en general, materiales de densidad inferior a la de la fase acuosa.

Suspensin: As viajan algunos sedimentos soportados en la columna de agua

por el movimiento turbulento de la misma. En muchos casos, este sedimento puede ser transportado largas distancias antes de ser depositado.

Transporte tractivo o por carga de fondo: Sedimento transportado por

rodamiento, deslizamiento y/o rebote, en ntimo contacto e intercambio con el lecho. Este sedimento solo es desplazado distancias relativamente cortas en cada evento de movimiento.

Entre el transporte por suspensin y el transporte por traccin se distingue habitualmente el transporte por saltacin; la colisin de las partculas que son transportadas con las partculas que conforman el lecho puede elevar a estas ltimas en el seno de la columna de agua, para luego retornar rpidamente al lecho siguiendo un desplazamiento balstico. Su importancia es mayor en el aire que en el agua (la mayor viscosidad del agua resta elasticidad a estas colisiones), siendo difcil de separar de lo que sera una suspensin intermitente.

El transporte por disolucin origina por precipitacin lo que se conoce como sedimentos de origen qumico (en ocasiones, con participacin biolgica): carbonatos, evaporitas, costras ferruginosas, etc., mientras que los restantes mecanismos (suspensin, traccin y saltacin) representan el medio de transporte de los sedimentos denominados clsticos. Estos sedimentos conforman lo que normalmente es referido en la literatura cientfica cuando se habla de


7

transporte de sedimento en sistemas fluviales. Es, precisamente, la cuantificacin del transporte tractivo de sedimentos clsticos lo que constituye el tema central del presente trabajo.

Relacionado con esto, un concepto que resulta muy til es el de estadio de transporte o transport stage propuesto por Francis (1973): se puede definir como la relacin entre la velocidad de cizalla del fluido en un momento determinado (que tiende a mover al sedimento) y la velocidad de cada de los mismos (que tiende a devolverlos al lecho). A partir del valor umbral de 1, los experimentos muestran como con el incremento de esta relacin tambin se va incrementando la velocidad de los granos hasta igualar a la velocidad media del fluido (Figura 2.1). Este valor marca la diferencia entre aquel campo donde predomina el transporte tractivo y aquel otro campo en que predomina el transporte en suspensin. Como el valor de la velocidad de cada est fuertemente influido por el tamao de grano, se deriva fcilmente que para los mayores tamaos de grano dominar el transporte tractivo, mientras que para los ms pequeos dominar el transporte en suspensin.

Figura 2.1. En la figura se muestra com,o para velocidades de cada similares a la velocidad de cizalla (relaciones u*/w en torno a 1), la velocidad media de los granos se aproxima a la velocidad media del fluido; esto representa, precisamente, el umbral entre transporte de fondo y transporte en suspensin (modificado de Francis, 1973).

Este concepto de estadio de transporte es esencialmente similar a un parmetro

adimensional que se conoce con el nombre de nmero de Rouse y que recoge la relacin entre la velocidad de cada de los granos en el fluido y la velocidad de empuje vertical del fluido sobre el grano:

*

*

ukwR = (2.1)

donde w* es la velocidad de cada de los granos, u* es la velocidad de cizalla del fluido y k la constante de Von Karman. Para valores de R>2,5 el transporte tiene lugar como carga de fondo. Para valores inferiores a 1, el transporte tiene lugar como carga en suspensin; por ltimo, para valores entre 2,5 y 1 se produce la transicin entre carga de fondo y carga en


8

suspensin. Por su parte, la velocidad de cada de una partcula esfrica en un fluido normalmente se cuantifica mediante la ley de Stokes:

( ) gDw S = 2* 18 (2.2) donde D es el dimetro de la partcula, s es la densidad de las partculas slidas, es la densidad del fluido, g es la aceleracin de la gravedad y es la viscosidad del agua.

La expresin anterior es vlida para partculas de tamaos inferiores a 2 mm; para tamaos mayores, cobran mayor importancia las fuerzas de superficie (rozamiento con el agua) y la expresin anterior ha de ser modificada:

)(

32* = sgDw (2.3)

Todas estas expresiones ponen nuevamente de manifiesto como la velocidad de cada es fuertemente dependiente del tamao de grano y por ello, es de esperar que para granos de tamaos muy grandes la velocidad de cada sea tal que es difcil esperar que sean transportados en suspensin. As, de una manera general, se puede afirmar que en una corriente fluvial los granos de tamaos inferiores a 1/8 mm viajan siempre en suspensin, mientras que los granos superiores a 8 mm tienden a hacerlo como carga de fondo. Existe un campo intermedio en el cual las partculas pueden viajar, tanto como carga de fondo, como carga sedimentaria en suspensin, dependiendo de la fuerza de flujo (Wilcock y otros, 2009).

La distincin entre carga en suspensin y carga de fondo resulta, pues, muy til, por cuanto estos trminos nos ayudan a comprender de una manera sencilla y directa cmo trabajan los mecanismos de transporte. Sin embargo, a la hora de trabajar con estos procesos, normalmente solo disponemos de su resultado, los sedimentos depositados en el medio fluvial. Generalmente, no se puede distinguir de una manera sencilla, a partir de la observacin de estos depsitos en el campo, lo que ha sido transportado como carga en suspensin de lo que ha sido transportado como carga de fondo (particularmente cuando se habla de ese campo intermedio de tamaos entre 1/8 mm y 8 mm).

Por ello, resulta muy til establecer otra clasificacin de los sedimentos fluviales basndose en la procedencia de los mismos. As, se habla de sedimento de fondo o de lecho (bed material load) y sedimento lavado (wash load). Sedimento de lecho hace referencia al material relativamente grueso que puede ser encontrado en el lecho fluvial y en la parte inferior de las orillas y el cual es el principal determinante de la morfologa fluvial. El trmino de sedimento lavado se refiere, por su parte, a material que una vez introducido en la columna de fluido es transportado largas distancias fuera del tramo que se estudia. El sedimento lavado nicamente deposita en situaciones de agua retenida en la parte alta de las barras y en las aguas de desbordamiento, pudiendo ser un importante constituyente de la parte alta de las orillas. Sin embargo, este sedimento lavado aparece en muy pequea proporcin en el lecho, procede de la erosin de las mrgenes y de la escorrenta de toda el rea de drenaje contribuyente al canal y, una vez en la columna de agua, suele ser transportado sin interaccin o intercambio con el lecho.


9

Carga de fondo muchas veces se hace sinnimo de sedimento de fondo o de lecho, pero conviene tener claro que ambas clasificaciones no son equivalentes, pues responden a criterios diferentes (Figura 2.2). Efectivamente, el sedimento lavado viaja como carga en suspensin; pero por ejemplo, las arenas gruesas y finas forman parte del sedimento de lecho, mientras que durante el desarrollo de eventos intensos pueden ser transportadas en suspensin. Esta diferencia conceptual conviene tenerla presente, pues el transporte de sedimento es medido normalmente por procedimientos experimentales basados en los procesos de transporte, distinguindose entre el sedimento transportado por traccin y el transportado por suspensin. Por el contrario, cuando se muestrea el sedimento de lecho en el campo, es difcil distinguir en esa fraccin de transicin correspondiente a las arenas gruesas y medias qu sedimento fue transportado por traccin y cul por suspensin. Por ese motivo, resulta ms fcil de definir y medir el sedimento de lecho.

Figura 2.2. Clasificacin de los distintas fracciones de tamao de acuerdo a su mecanismo de transporte y su papel morfolgico (modificado de Wilcock y otros, 2009).

Por otro lado, debido al amplio abanico de tamaos de grano disponibles en el medio

natural, se utilizan escalas geomtricas y no aritmticas para la nomenclatura de los tamaos de grano. En el presente trabajo se ha seguido la escala y clasificacin propuesta por Pettijohn (1975), construida sobre la escala de tamaos phi (una escala logartmica basada en potencias de


10

2) propuesta por Krumbein (1934) y tambin sobre la escala granulomtrica de Udden-Wenworth de 1922.

Cuando se habla de transporte de sedimento como carga de fondo, el tamao de las partculas transportadas condiciona de dos maneras diferentes la facilidad para el inicio del movimiento. Por un lado, los granos ms grandes son ms difciles de poner en movimiento que los granos de menor tamao (efectos absolutos del tamao); pero por otro lado, cuando existe una mezcla no uniforme de sedimentos, los granos de menor tamao pueden ser ms difciles de poner en movimiento (y los granos mayores, ms fcilmente) de lo que comparativamente seran en una distribucin uniforme. Este efecto relativo del tamao tiene una importancia grande de cara al transporte de sedimento y se explica por los fenmenos de exposicin y empaquetamiento que sern presentados ms adelante en el texto (Fenton y Abbot, 1977; Andrews, 1983; Kirchner y otros, 1990).

Teniendo en cuenta todas las consideraciones hechas hasta ahora, resulta til distinguir dos grandes fracciones de tamao dentro del sedimento de lecho. As, se puede hablar de material fino para referirse a las arenas de tamao medio y grueso que, en muchos casos, se pueden mover tanto en suspensin como en traccin. Este material fino, en aquellos momentos que es transportado en suspensin, lo hace siempre cerca del fondo, all donde el flujo es perturbado por los obstculos del lecho. En el lecho, el material fino aparece en los intersticios del sedimento, en los surcos y depresiones y en torno a los obstculos representados por clastos de mayores dimensiones, dotando de un aspecto parcheado al lecho.

El restante sedimento de fondo, ms grueso (tamaos superiores a arena gruesa), forma el soporte estructural del lecho y es transportado exclusivamente como carga de fondo. Se podra diferenciar dentro del mismo una fraccin mayor de tamao bloque, inmvil incluso en el transcurso de flujos elevados y que se transporta nicamente en condiciones excepcionales (Wilcock y otros, 2009).

2.2 Comportamiento del agua en el medio fluvial

2.2.1. Consideraciones sobre el movimiento del agua

El movimiento del agua juega un papel capital en el transporte de sedimento, pues este movimiento aporta el trabajo mecnico necesario para desplazar las partculas de sedimento y transportarlas a lo largo del canal fluvial. Por este motivo, una comprensin adecuada del proceso de transporte de sedimento requiere manejar algunas nociones bsicas sobre el comportamiento mecnico y dinmico del medio fluido.

El agua que fluye en un cauce est sometida a dos fuerzas, las fuerzas de gravedad asociadas al peso de la masa de agua, y las fuerzas de friccin que la columna de agua en movimiento experimenta con el propio contorno del canal (fondo y mrgenes). La fuerza de la gravedad se puede considerar facilitadora del movimiento, mientras que, por su parte, las fuerzas de friccin se resisten al mismo. El balance entre estas dos fuerzas determina la energa disponible por la corriente para iniciar el movimiento de las partculas y, en consecuencia, condiciona su capacidad para transportar sedimento.

Para deducir las ecuaciones que gobiernan el comportamiento de la corriente fluvial en un canal se parte de dos principios mecnicos ntimamente relacionados: el principio de


11

conservacin de la masa y el principio de conservacin del momento. Estos dos principios enuncian que, en ausencia de prdidas o ganancias de masa y energa, entre dos secciones diferentes de un canal se ha de cumplir que:

(conservacin de la masa) (2.4)

donde es la densidad, v1 la velocidad del fluido en la primera seccin, v2 la velocidad media en la segunda seccin. A1 el rea de la primera seccin y A2 el rea de la siguiente seccin; y que:

222

211 vAvA = (conservacin del momento) (2.5)

Esto significa que la masa de agua que entra en la primera seccin ha de ser igual a la masa de agua que abandona la segunda seccin y con ello, si la densidad se mantiene constante, la velocidad es inversamente proporcional a la seccin.

La magnitud fsica utilizada para cuantificar este flujo de agua en un canal recibe el nombre de caudal y es definido como el volumen de agua que atraviesa una seccin del canal por unidad de tiempo, midindose en m3s-1 en el S.I. El caudal es, por tanto, el producto de la velocidad por la seccin del canal.

Supongamos una porcin de un canal fluvial, sin irregularidades en el lecho o en la topografa de las mrgenes y asumamos que en esta porcin de canal no se registran aceleraciones ni tampoco movimientos en el lecho. Por el principio de conservacin de la masa, la masa de agua que entra ha de ser igual a la masa que sale; o lo que es lo mismo, en ausencia de variaciones de densidad, los caudales se conservan:

21 QQ = (2.6) donde Q1 es el caudal que entra en la primera seccin y Q2 el caudal que sale en la

segunda seccin.

Por otro lado, el hecho de que no se registren movimientos en el lecho implica que las fuerzas de friccin en el permetro mojado de canal son capaces de reducir la velocidad a cero en el fondo y en las mrgenes, causando deformacin interna en el fluido. Tambin, por otro lado, el hecho de no registrarse aceleraciones supone que la gravedad est igualada con las fuerzas de friccin. Aplicando estas igualdades:

(2.7)

donde A es el rea mojada de la seccin, L la longitud del tramo de canal considerado, el ngulo de pendiente, P el permetro mojado de la seccin y el esfuerzo de cizalla basal.

Se despeja el esfuerzo de cizalla; al cociente rea/permetro se le agrupa con el nombre de radio hidralico (R) y resulta:

SRg = (2.8) Se demuestra que, para canales con relaciones anchura/profundidad superiores a 20, el

radio hidrulico es aproximadamente igual a la profundidad media del cauce. Asimismo, para

2211 AvAv =

PLsenoLA =


12

ngulos pequeos, el seno es aproximadamente igual a la tangente (la pendiente del cauce). Por tanto:

(2.9)

donde d es la profundidad de la columna de agua, g la aceleracin de la gravedad, la densidad del agua y S la pendiente del cauce. Esto es una relacin muy importante que nos permite expresar el esfuerzo de cizalla basal en funcin del producto de la pendiente por la profundidad.

Una manera de caracterizar el flujo en un canal fluvial distingue entre flujos estacionarios (en un punto determinado, la velocidad permanece constante a lo largo del tiempo) y flujos no estacionarios (la velocidad del flujo en un punto determinado vara a lo largo del tiempo); y entre flujos uniformes (cuando la velocidad no depende de la posicin a lo largo del fluido) y no uniformes (la velocidad vara con la posicin en la masa del fluido). Para la formulacin anterior se han asumido condiciones de estacionaridad y uniformidad para el flujo de agua, asuncin que es utilizada para resolver muchos problemas de hidrulica. En el caso de que el flujo pueda experimentar aceleraciones en el tiempo (cambios en la descarga) o en el espacio (condiciones de no uniformidad), la ecuacin anterior se modificara del siguiente modo:

=

tU

gxU

gU

xhSRg 1

(2.10)

donde U es la velocidad media de flujo, x la direccin de la corriente, h la altura de la columna de agua y t, el tiempo.

Si el flujo no experimenta cambios en el tiempo ni en el espacio (flujo uniforme y estacionario), todos los diferenciales se reducen a 0 y la ecuacin adquiere la forma vista anteriormente (producto radio hidrulico-pendiente, ecuacin 2.8). Los dos primeros diferenciales recogen la contribucin a la no uniformidad del flujo, reflejando las variaciones de las condiciones hidrulicas en la direccin de flujo. El ltimo diferencial recoge los cambios en el tiempo. Cuanto ms rpidamente vare el flujo en el espacio (una curva de meandro, por ejemplo) o en el tiempo, mayores sern los valores de estos diferenciales. Normalmente se considera que el trmino no estacionario es solamente importante para cambios rpidos, como la apertura de una presa, pudiendo prescindirse de l para las condiciones ms normales de flujo. Esto deja la ecuacin con la siguiente forma:

fSRgxU

gU

xhSRg =

= (2.11)

donde Sf es la pendiente de la superficie equipotencial para la energa, la superficie imaginara que une todos los puntos con igual valor de la energa mecnica total de la corriente. Esta pendiente viene definida por la siguiente expresin:

++= gUhz

dxdS bf 2

2

(2.12)

Sdg =


13

donde zb es la altura del lecho, h la altura hidrulica y U2/2g la prdida de carga por velocidad.

En muchos problemas en que se encuentra implicada la hidrulica (y el transporte de sedimento es un ejemplo), el clculo de Sf es difcilmente abordable y se tiende a asumir que las desviaciones con respecto a la uniformidad de flujo son pequeas. Sin embargo, conviene tener presente que si estas contribuciones a la no uniformidad del flujo son importantes, el producto profundidad-pendiente puede aportar valores muy diferentes a los reales.

Partiendo del producto pendiente-profundidad para el esfuerzo de cizalla basal, Chezy en 1775 dedujo una expresin para la determinacin de la velocidad del flujo:

( ) 5,0SRCv = (2.13) donde R es el radio hidrulico, S la pendiente y C el coeficiente de Chezy, un

coeficiente que recoge los efectos de la rugosidad en el canal.

As, el esfuerzo de cizalla puede ser expresado en funcin de la velocidad de la corriente:

22 vCg = (2.14)

A partir de este planteamiento, otras expresiones para la velocidad, considerando la rugosidad, fueron planteadas por otros autores tales como Manning:

nSRkv

2/13/2 = (2.15)

donde n es el llamado coeficiente de rugosidad de Manning, parmetro adimensional que depende de las irregularidades del canal y del tamao de grano del lecho y k un parmetro de referencia que toma el valor de 1 cuando se usan unidades del Sistema Internacional. Tambin interesante es la llamada ecuacin de Darcy-Weisbach, que recoge las prdidas por friccin:

2

8v

SRgff = (2.16)

donde ff es el factor de friccin de Darcy-Weisbach. De acuerdo con las tres ecuaciones anteriores, el coeficiente de Chezy (C), el nmero de Manning (n) y el factor de friccin de Darcy-Weisbach (ff) se encuentran ntimamente relacionados entre s por medio de las siguientes expresiones:

nRC

6/1

= (2.17)

3/1

28R

ngff = (2.18)


14

2

8C

gff = (2.19)

A su vez, el nmero de Manning (n) se puede cuantificar en funcin de la pendiente y el radio hidrulico por medio de la ecuacin de Jarret (1985):

38,016,039,0 SRn = (2.20) O ms comnmente, en funcin del tamao de grano mediante la ecuacin de Strickler:

6/184

6/150 039,0047,0 DDn == (2.21)

Por su parte, el factor de friccin de Darcy-Weisbach, es calculado frecuentemente mediante una expresin del siguiente tipo (por ejemplo, Hey, 1979; Bray, 1979; Knighton, 1998):

=

xDRac

fflog1 (2.22)

donde Dx representa un tamao representativo del sedimento del lecho y c y a dos valores empricos. Recientemente, en un anlisis sobre todas estas expresiones, Ferguson (2010) encuentra que la ecuacin de Manning-Strickler (ecuacin 2.21) no arroja buenos resultados en comparacin con la expresin 2.22.

Hasta este punto, hemos estado describiendo el movimiento del fluido en trminos estrictamente mecnicos, recurriendo a conceptos relacionados con la morfologa del canal y con la rugosidad del lecho. Sin embargo, el movimiento del fluido tambin puede ser descrito en trminos de variaciones de energa. Este enfoque puede ayudar a comprender algunos procesos de transporte y estructuras sedimentarias que se observan en cauces naturales. Siguiendo este planteamiento, el movimiento del fluido puede ser descrito en trminos de variaciones de energa por medio de una expresin matemtica general, la ecuacin de Cauchy:

]~[]~[]~[ += gudtd (2.23)

donde u es la velocidad del fluido, es la densidad del fluido, g la aceleracin de la gravedad, es el esfuerzo de cizalla y donde el operador nabla actuando sobre el esfuerzo de cizalla representa la divergencia del esfuerzo. Cuando la ley de Cauchy se aplica a un fluido newtoniano, isotrpico e incomprensible, se puede expresar mediante la llamada ecuacin de Navier-Stokes:

[ ] [ ] [ ]guPdtud += ~~ 2 (2.24)

donde P es la presin hidrosttica. Esta ecuacin refleja simplemente los balances entre energa cintica y potencial en un flujo de agua. Como se ha comentado ms arriba, el movimiento del agua en la superficie de la Tierra est causado por la accin de la fuerza de la gravedad, que en conjunto da lugar al desplazamiento de las masas de agua desde los lugares con mayores acumulaciones de agua (mayores presiones) y ms elevados hacia los puntos ms


15

bajos; es decir, desde los puntos con mayor energa potencial a los puntos con menor, con la consiguiente conversin de la energa potencial en energa cintica. Esto es lo que aparece recogido de alguna manera en la ecuacin de Navier-Stokes, que cuando se simplifica para describir el movimiento de un fluido en rgimen estacionario y uniforme da lugar a la llamada ecuacin de Bernoulli:

=++ zgPv 221 constante (2.25)

donde z es la altura de la lmina de agua sobre el dtum. Cuando se habla del desplazamiento del agua a lo largo de la superficie de la Tierra de una manera general (a escala de la cuenca de drenaje o de una porcin suficientemente larga de canal, por ejemplo), la contribucin al movimiento ms importante es la realizada por las fuerzas de la gravedad, que estn desplazando la columna de agua desde la cabecera hasta la desembocadura. As, la cantidad de movimiento que estn experimentando las partculas materiales de agua en un punto determinado de la superficie es el movimiento motivado por la conversin de la energa potencial, gravitatoria y asociada a gradientes de presin, en energa cintica; esta cantidad de movimiento es la que en este texto se recoge bajo el trmino de fuerzas inerciales.

Sin embargo, cuando descendemos a escalas ms locales, es necesario considerar tambin con detalle la accin de las diferencias de presin. As, la utilizacin de la relacin de Bernoulli permite comprender un importante fenmeno observado en las corrientes fluviales, el fenmeno de la separacin de flujo que tiene lugar cuando el agua se encuentra con un obstculo en el lecho.

Figura 2.3. Esquema explicativo del fenmeno de la separacin de flujo. En la figura a) se muestra lo que sucede cuando la columna de agua se encuentra con el obstculo. Se produce un aumento local de presin, debido a que el obstculo frena la corriente de agua. El agua retenida es expulsada por la corriente que circula por encima del obstculo. Una vez superado el obstculo, el agua se vuelve a expandir y reduce su velocidad (figura b). Esta expansin genera un nuevo gradiente de presin dirigido aguas arriba. En la masa de fluido libre, sin friccin con el fondo, este gradiente no es suficiente para frenar al fluido; sin embargo, en la capa de fluido pegada al lecho, la resultante de este gradiente con la fuerza de rozamiento puede llegar a alcanzar el suficiente valor como para desplazar al agua con un flujo turbulento opuesto al de la capa libre (figura c).

a)b)

c)


16

Supongamos un flujo de agua laminar que se encuentra un objeto (una forma de lecho,

un canto de grandes dimensiones) en el fondo. Al llegar al obstculo, se produce un incremento de presin, debido a que la pared del obstculo que mira hacia aguas arriba tiende a frenar la corriente produciendo una acumulacin local de agua. Este gradiente de presin acelera el flujo de agua, que supera rpidamente al obstculo para volver a reducir su velocidad una vez que lo ha dejado atrs. Como se ve, se genera en primer lugar un gradiente de presin, orientado aguas abajo (es decir, un gradiente que tiende a acelerar a la corriente), entre la zona de mayor presin situada inmediatamente antes del obstculo y la porcin de la columna de agua situada sobre el objeto (cuyo movimiento no es directamente obstaculizado por el mismo) (Figura 2.3 a).

Una vez superado el obstculo, el fluido se expande y con ello, se vuelve a incrementar la presin. Esto vuelve a generar un nuevo gradiente de presin, pero esta vez dirigido aguas arriba (ahora este gradiente de presin tiende a decelerar a la corriente). Este gradiente orientado (Figura 2.3 b) aguas arriba no es capaz de detener el movimiento de la masa de agua principal, movimiento asociado a las fuerzas de inercia que actan sobre la misma. Sin embargo, en la capa de baja velocidad cercana al fondo, fuertemente influida por la friccin con el contorno del canal, este gradiente de presin acta en el mismo sentido que las fuerzas de rozamiento. Eventualmente, si este gradiente llega a ser lo suficientemente importante, puede ocurrir que el efecto combinado de este gradiente de presin y la friccin supere la accin de la inercia del fluido y el fluido comience a desplazarse aguas arriba (Figura 2.3 c).

Figura 2.4. Ejemplo de estructuras sedimentarias en cuya formacin influyen los fenmenos de separacin de flujo. En lechos de arena, los fenmenos de separacin de flujo juegan un importante papel en la formacin de ripples; en el caso de lechos de grano grueso, los fenmenos separaciones de flujo estn ntimamente relacionadas con formas de lecho como los pebble clusters.

Se genera as una zona de cizalla libre, cercana al fondo, separada del flujo principal y

con un comportamiento turbulento opuesto al que se manifiesta en la masa principal de fluido. Las velocidades negativas que se generan cercanas al fondo en esta zona de cizalla no son capaces de transportar toda la carga sedimentaria procedente de aguas arriba, convirtindose tpicamente estas zonas de separacin en puntos de sedimentacin (Figura 2.4). Este fenmeno de la separacin de flujo, explicado a partir de la ecuacin de Bernoulli, es muy importante para la explicacin de muchas estructuras sedimentarias y para comprender la formacin de numerosas formas de lecho.


17

2.2.2. Descripcin y caracterizacin del flujo

A la hora de describir el movimiento del agua en un canal, se puede decir que este movimiento puede manifestarse de dos maneras distintas (Figura 2.5):

Flujo Laminar: El agua se desplaza en forma de lminas paralelas a la direccin de desplazamiento, las cuales se deslizan tangencialmente unas sobre otras sin que se corten las trayectorias de flujo de las partculas de agua. Este flujo implica rozamiento entre las distintas lminas de fluido.

Flujo Turbulento: El agua se mueve formando vrtices y remolinos, y el

rozamiento interno de la masa de agua influye poco en el movimiento de las partculas de fluido.

Figura 2.5. Esquema de un flujo laminar (izquierda) y un flujo turbulento (derecha). En el flujo laminar, la friccin interna en la masa de fluido es importante y se restringe el desarrollo de vrtices y remolinos. En condiciones turbulentas, ocurre que la velocidad media de flujo es capaz de superar con creces a la friccin interna de la masa de agua y, entonces, las lneas de corriente divergen y dibujan vrtices y remolinos.

La diferencia entre estos dos tipos de flujo viene determinada por la velocidad de la

corriente. Se ha explicado anteriormente que el movimiento del agua est determinado por la accin fundamental de dos tipos de fuerzas (la fuerza de la gravedad y la fuerza de rozamiento). A velocidades bajas, el flujo se comporta de manera laminar y el rozamiento entre las lminas de agua ofrece una buena oposicin a la inercia del fluido, laminando el flujo. Por el contrario, cuando las velocidades son altas, la tendencia al movimiento de las partculas materiales de fluido es bastante mayor que la capacidad de oposicin que poseen las fuerzas de rozamiento; el fluido fluye ms libremente, producindose la formacin de remolinos y turbulencias. Qu valor se considera una velocidad baja o qu valor una velocidad alta a la hora de definir estos dos tipos de flujo viene determinado por la magnitud de las fuerzas de friccin, las cuales dependen de la superficie que conforma el contorno del canal.

Todos estos factores aparecen precisamente recogidos en un parmetro adimensional que se denomina nmero de Reynolds, que representa la relacin entre las fuerzas de inercia del fluido y las fuerzas viscosas. O lo que es lo mismo, la relacin entre las fuerzas que facilitan el movimiento y las fuerzas que se oponen a l:

dU =Re (2.26)

donde U es la velocidad media de la masa de agua, d la profundidad de la columna de agua y la viscosidad del agua.


18

Para sistemas fluviales, puede admitirse que con valores del nmero de Reynolds inferiores a 500 el flujo ser laminar y con valores superiores a 3000 el flujo ser turbulento, existiendo un campo intermedio de transicin entre estos dos valores.

Por otro lado, pueden definirse dos tipos distintos de flujos turbulentos atendiendo a la relacin entre las dos fuerzas facilitadoras del movimiento, las fuerzas inerciales y las gravitatorias. Cuando dominen las fuerzas inerciales sobre las gravitacionales se producirn cambios bruscos en la velocidad del agua, no pudiendo viajar las perturbaciones aguas arriba sobre la superficie; de esta manera, las condiciones hidrulicas observadas aguas abajo no se detectan aguas arriba. Por el contrario, cuando dominan las fuerzas gravitacionales sobre las inerciales, las perturbaciones en superficie pueden propagarse aguas arriba; este rgimen de flujo es frecuente en corrientes profundas con remolinos amplios y suaves.

Esta ltima idea permite precisar un poco ms lo que se ha explicado previamente sobre el fenmeno de la separacin de flujo en presencia de un obstculo y explicar los dos comportamientos posibles de los que dispone la corriente de agua ante el gradiente de presin que se genera cuando se encuentra un obstculo sobre el lecho: o bien acelerarse y mantener el nivel superficial del agua; o bien, decelerarse y expandirse. En el primer caso, se habla de condiciones subcrticas y la separacin de flujo tiene lugar aguas abajo del obstculo (en ocasiones, tambin aparece una zona de cizalla libre aguas arriba). En el segundo caso, se habla de condiciones supercrticas; de manifestarse la zona de cizalla libre, lo har sobre el propio obstculo.

Figura 2.6. Esquema ilustrativo de las condiciones de flujo subcrtico (arriba) y supercrtico (abajo). En condiciones subcrticas, la superficie de la lmina de agua no est en fase con la superficie del lecho, formndose estructuras sedimentarias tipo ripple, duna o bedload sheet, por ejemplo; por el contrario, en condiciones supercrticas la superficie de la lmina de agua se deforma en fase con la superficie del lecho, formndose otro tipo de estructuras sedimentarias, como antidunas, capas planas de alto rgimen de flujo, costillas transversales o estructuras chute and pool.


19

El que el fluido muestre unas u otras condiciones depender entonces del balance entre sus fuerzas de inercia y los efectos locales de la gravedad, los cuales tienden a compensar cualquier deformacin en la superficie del agua, como, por ejemplo, la producida por la perturbacin causada sobre la masa de fluido por un obstculo presente en el fondo (depsitos de sedimento, formas de lecho). Si la velocidad de la masa de agua no es capaz de balancear la aceleracin de la gravedad sobre la superficie del agua, la superficie permanece ms o menos plana sobre el obstculo y el fluido permanece en condiciones subcrticas; si la velocidad asociada a la inercia del fluido es mayor que la que puede imponer la aceleracin de la gravedad, es cuando se entra en condiciones supercrticas y el nivel de la superficie del agua se deforma en fase con las formas del lecho (Figura 2.6).

La discriminacin entre ambos regmenes de flujo viene determinada por un nuevo parmetro adimensional, que recoge la relacin entre las fuerzas inerciales y las fuerzas gravitacionales, y que se conoce como nmero de Froude:

(2.27)

Para valores de Fr iguales a 1 el rgimen se dice que es crtico; la velocidad de propagacin de las ondas superficiales en el fluido es igual a la velocidad de propagacin del agua y las ondas superficiales permanecen estacionarias. Cuando el nmero de Froude es inferior a 1, el flujo es subcrtico; las perturbaciones superficiales pueden viajar aguas arriba (por ello, la superficie del agua no est en fase con el lecho) y el flujo desarrolla remolinos amplios e irregulares. Por el contrario, cuando el nmero de Froude es superior a 1 el rgimen es supercrtico, lo que implica la formacin de remolinos longitudinales al flujo; en estas condiciones, la forma de la superficie del flujo est en fase con las formas del lecho. La zona donde se produce el contacto entre una masa de agua en rgimen supercrtico con una lmina de agua en rgimen subcrtico recibe el nombre de salto hidrulico (por ejemplo, un rpido).

2.2.3. Concepto de capa lmite. Introduccin al transporte.

De todo el esfuerzo de cizalla que la corriente ejerce sobre su base, la fraccin disponible para efectuar el transporte de sedimento ser aquella que no haya sido disipada por la rugosidad del lecho. Esta rugosidad puede ser considerada como la suma de varias componentes:

Rugosidad granular (skin friction) debida a la presencia de pequeas irregularidades, como la producida por los granos individuales que conforman el lecho.

Resistencia de forma (drag friction), debida a las estructuras sedimentarias

tipo ripples, dunas, barras, pools que se forman sobre el lecho y tambin la debida a la forma en planta del canal (meandros). Esto implica que el flujo influye sobre el sedimento, transmitindole energa cintica y ponindolo en movimiento; y viceversa, el movimiento del sedimento da lugar a diversas formas de lecho que influyen sobre el fluido al generar resistencia de forma.

La resistencia debida a obstculos en la corriente, como grandes bloques o

troncos (spill resistance).

dgUFr =


20

El esfuerzo de cizalla total en la base de la corriente (b) puede ser considerado entonces como la suma:

(2.28)

donde g es el esfuerzo asociado a la rugosidad granular, d es el esfuerzo asociado a la resistencia de forma, 0 es el esfuerzo asociado a la resistencia generada por obstculos en la corriente y * es el esfuerzo efectivo disponible para el transporte.

La friccin de la masa de agua con el permetro del canal (mrgenes y lecho) por el que circula, provoca que el flujo de agua se vaya frenando en aquellas zonas de la masa de agua adyacentes a este contorno del canal. Esto da lugar a zonas de borde en el seno del fluido: zonas donde existe un gradiente vertical de velocidad, desde 0 en el propio contacto del fluido con el lecho, hasta una zona libre en la masa del fluido donde la velocidad ya no depende de la distancia al contorno del canal. Estas zonas de borde tienen mucha importancia pues gran parte del transporte de sedimento, as como el desarrollo de formas de lecho, tiene lugar en esta zona marginal del fluido.

En hidrulica se utiliza el trmino de capa lmite para referirse, precisamente, a esas zonas de borde en la parte inferior de la columna de agua que estn en ntimo contacto con el fondo y cuyo comportamiento est muy condicionado por la friccin y los intercambios de materia y energa entre la superficie del lecho y el propio fluido. Fsicamente, la capa lmite se define, entonces, como una zona donde existe un gradiente de velocidad desde cero y donde las fuerzas de inercia y viscosas producen esfuerzos de cizalla.

Esta capa lmite presenta su propia estructura vertical. Pegada al fondo del canal se puede definir una capa donde las molculas de agua permanecen unidas a la superficie de las partculas del lecho. Esta zona recibe el nombre de capa de adsorcin y en ella la velocidad del fluido es nula (o ms exactamente, su velocidad es aquella que tienen las partculas del lecho): las molculas de agua no se ponen en movimiento al permanecer unidas a la superficie de los granos del lecho por fuertes fuerzas de atraccin entre tomos. Muy pegado al lecho, ya por encima de esta capa de molculas adsorbidas, existe una capa donde el flujo es laminar y donde la velocidad se incrementa de manera parablica con la distancia al contorno (subcapa laminar o viscosa). La escala de la subcapa laminar est en torno al tamao limo-arena fina, estando su espesor definido por la siguiente expresin:

(2.29)

donde es la viscosidad cinemtica del agua y 5.0

*

= u

Si la subcapa viscosa tiene un espesor mucho mayor que la escala de los elementos del lecho (Figura 2.7), se dice que el lecho es hidrulicamente suave (smooth bed); todos los elementos de rugosidad del lecho se encuentran contenidos en la subcapa viscosa. Por el contrario, si la subcapa viscosa tiene un tamao pequeo en relacin a los elementos del lecho, se dice que lecho es hidrulicamente rugoso (rough bed); los granos se proyectarn a travs de la subcapa viscosa, la cual solo existir en los huecos existentes entre los mismos. Consecuentemente, los granos incrementarn la resistencia hidrulica, aportando resistencia de

* +++= odgb

*

6,11u

Z =


21

forma junto a la resistencia de superficie asociada al fenmeno de la separacin del flujo. Consecuentemente, la turbulencia interacciona directamente con los elementos del lecho. Visto de esta manera, la rugosidad del lecho estar condicionada por el tamao de los elementos del mismo.

Figura 2.7. Esquema de una subcapa viscosa hidrulicamente suave (superior) e hidrulicamente rugosa (inferior). En una subcapa viscosa hidrulicamente suave, el espesor de esta subcapa es mayor que el orden de tamaos en que se mueven las partculas que conforman el sedimento del lecho. Lo contrario sucede en una subcapa hidrulicamente rugosa, donde las partculas del lecho se proyectan a travs de la subcapa viscosa (tomado de Allen, 1997).

Se puede definir as un nuevo parmetro adimensional que recoge la relacin entre el

espesor de la subcapa viscosa y el tamao de los elementos del lecho. Este parmetro recibe el nombre de nmero de Reynolds granular (grain Reynolds number) y se expresa matemticamente del siguiente modo:

(2.30)

El parmetro Ks, por su parte, recibe el nombre de rugosidad de Nikuradse. Se ha establecido que la rugosidad de Nikuradse puede ser aproximada por los tamaos D80 a D90 de las curvas de distribucin granulomtricas del lecho (Leopold y otros, 1964; Hey, 1979; Bray, 1982; Van Rijn, 1982).

*

*ReuKs =


22

El valor de Re* permite definir cuando el lecho se puede considerar rugoso o suave, lo cual tiene importancia a la hora de definir el comportamiento sedimentario de la capa lmite. Por experimentacin, se ha observado que cuando este nmero tome valores inferiores a 3 se puede considerar que la subcapa laminar ser suave: todos los elementos de rugosidad del lecho (los granos) estarn inmersas en la misma. Cuando tome valores superiores a 100, el lecho se puede considerar hidrulicamente rugoso y la turbulencia en el fluido se encontrar condicionada por los elementos del lecho.

A medida que nos alejamos del contorno del canal, el retardo impuesto por la viscosidad va decreciendo y el flujo comienza a tener un carcter errtico y turbulento, desarrollando vrtices y remolinos capaces de extraer verticalmente el agua de los intersticios de la subcapa viscosa. El agua sufre fuertes separaciones y convergencias, dando lugar a una subcapa laminar sobre la subcapa viscosa. El comportamiento de esta subcapa provoca mezcla entre capas de agua adyacentes y da origen a un gradiente de velocidad en el que la velocidad aumenta de manera logartmica. La viscosidad del agua est condicionada por el grado de desarrollo de los vrtices turbulentos, lo cual depende de la distancia a la pared y esto da cuenta de este gradiente logartmico. Por ello, esta subcapa recibe el nombre de subcapa logartmica o turbulenta. La velocidad va aumentando en el seno de esta subcapa hasta llegar a un punto donde la viscosidad del fluido ya no est influida por la distancia al contorno del canal y la cizalla interna debida a los efectos de la turbulencia, hacindose la viscosidad constante. A partir de aqu, el gradiente vertical de velocidad media adquiere una forma parablica. Esto es lo que se conoce como la ley de la pared (la cual fue propuesta por el fsico alemn Prandtl en el ao 1925).

La observacin experimental del comportamiento de los fluidos turbulentos, junto con las consideraciones tericas anteriores, ha permitido distinguir dos grandes zonas en el seno de la turbulencia en flujos de agua:

Una zona interna o de transicin, que abarca la parte superior de la subcapa viscosa y la parte ms inferior de la subcapa turbulenta, donde se desarrolla una alternancia de vrtices longitudinales a la direccin del flujo, que intercambian entre s fluido (Figura 2.8). Las zonas de baja velocidad de estos vrtices son ascendentes y capaces de extraer el fluido de baja velocidad de la subcapa viscosa, elevndolo hasta la subcapa logartmica (fenmeno de estallido o burst).

Figura 2.8. Dibujo de los vrtices longitudinales que se desarrollan en la zona interna de la capa lmite. Estos vrtices explican el desarrollo de formas del lecho tales como las lineaciones de corriente en arenas y areniscas (tomada de Allen, 1997).

Una zona externa hasta la zona libre o capa de fluido no perturbada, donde se

desarrollan largos vrtices y remolinos, con una mayor contribucin de la


23

turbulencia en la direccin vertical, la cual en respuesta al proceso de bursting, es capaz de introducir fluido compensatorio de alta velocidad en el seno de la zona anterior (fenmeno de barrido o sweep). Este fluido de alta velocidad puede llegar a ser capaz de ejercer los esfuerzos de cizalla necesarios para el inicio del transporte de granos individuales del lecho (Figura 2.9).

Figura 2.9. Esquema en seccin longitudinal (arriba) y en planta (abajo) del proceso de burst-sweep. Este proceso es muy importante de cara al transporte de sedimento, pues los intercambios de energa cintica entre el fluido y el lecho que suponen pueden ser suficientes para poner en movimiento a los granos del lecho. Figura modificada de Allen (1997).

El concepto de capa lmite, y todas las consideraciones asociadas a la misma, posee una gran importancia a la hora de comprender cmo una corriente de agua es capaz de transportar sedimento y dar lugar a la formacin de estructuras sedimentarias. As, por ejemplo, la introduccin de fluido de alta velocidad en la capa lmite del fluido, asociada al proceso de sweeping, es importante a la hora de generar, localmente, esfuerzos superiores a los umbrales para el movimiento de granos individuales en un lecho erosionable. Asimismo, la subcapa viscosa en el agua deja de comportarse como suave para cualquier tamao de partcula de tamao superior a 0,6 mm, lo que tiene importantes consecuencias sedimentolgicas pues explica la imposibilidad de encontrar estructuras tipo ripple para partculas de tamaos


24

superiores. De la misma manera, la transicin desde estructuras de tipo duna a capas planas de alto rgimen de flujo parece debida a lo siguiente: el incremento de los esfuerzos de cizalla basales provoca un incremento del transporte de sedimento en el seno de la capa turbulenta cercana el lecho; el consecuente aumento de viscosidad, restringe la importancia de las separaciones del flujo propias de las condiciones de turbulencia. Por otro lado, los vrtices longitudinales que se desarrollan en la parte inferior del fluido turbulento explican las lineaciones primarias de corriente que se observan sobre el lecho de muchas arenas de grano fino.

Basndose en estos conceptos y en observaciones directas, Southard (1991) defini un diagrama de fases (Figura 2.10) en funcin de la velocidad media del fluido y el tamao de grano, recogiendo los campos de estabilidad de las distintas formas de lecho.

Figura 2.10. Diagrama de estabilidad de las distintas formas de lecho de Southard (1991). Las distintas formas de lecho que se pueden generar en una corriente de agua dependen del tamao medio del sedimento considerado y de la

velocidad de la corriente. Modificada de Allen, 1997 (modificada, a su vez, de Southard, 1991). Debido a la resistencia de forma causada por las distintas formas de lecho, en los flujos

de agua sobre lechos mviles no existe una relacin sencilla entre los esfuerzo de cizalla en la capa lmite y la velocidad media del fluido (Allen, 1997). Una representacin del esfuerzo de cizalla en la capa lmite frente a la velocidad de flujo permite definir dos campos (Figura 2.11). Hay un campo inicial donde se produce un incremento relativamente constante del esfuerzo de cizalla con la velocidad media del fluido, que est relacionado con la aparicin de ripples y dunas en el lecho. Este campo corresponde a las condiciones de bajo rgimen de flujo. El otro campo manifiesta un comportamiento similar, pero con valores mayores de esfuerzo de cizalla, experimentando un aumento de velocidad bastante prximo al que correspondera a la rugosidad causada por los granos del lecho. El comportamiento de este segundo campo est controlado por la resistencia generada por capas planas y antidunas y recibe el nombre de condiciones de alto rgimen de flujo. Entre ambos regmenes se sita un campo donde el


25

esfuerzo de cizalla cae bruscamente con la velocidad, correspondiente a la destruccin de las dunas y su transicin hacia capas planas, momento en que cesa la generacin de separaciones de flujo.

Figura 2.11. Curva esfuerzo de cizalla-velocidad para un lecho granular determinado, distinguiendo dos campos diferentes: bajo rgimen de flujo y alto rgimen de flujo. En condiciones de bajo rgimen de flujo el esfuerzo de cizalla aumenta con la velocidad de flujo debido a la resistencia de forma generada por estructuras tipo ripple; por su parte, en condiciones de alto rgimen de flujo, el esfuerzo de cizalla basal tambin se incrementa fuertemente con la velocidad, en respuesta a la rugosidad generada por las partculas del lecho. Entre ambos campos se define un rango de condiciones en las cuales el esfuerzo de friccin decrece con el aumento de velocidad; este campo de transicin corresponde a condiciones en que se estn destruyendo las estructuras de lecho generadas en los momentos de bajo rgimen de flujo.

2.3 Transporte de sedimento

2.3.1. Introduccin al transporte de sedimento

El transporte de sedimento tiene lugar gracias al trabajo mecnico que la corriente de agua ejerce sobre el lecho; es decir, es la transferencia de energa cintica desde la masa de agua hacia el sedimento la encargada de provocar el movimiento de las partculas slidas. En este sentido, Leeder (1999) seala una serie bastante interesante de puntos a tener en cuenta en relacin al proceso de transporte:

Para que una capa de granos estacionaria se pueda mover como carga de fondo ha de ser cizallada sobre la capa subyacente y para que esta capa superficial pueda ponerse en movimiento, es necesario que los granos de la misma dejen de estar en contacto; en definitiva, es necesario que se produzca una dilatacin de esta capa superior, la cual ser transportada por el empuje de cizalla del fluido (Leopold y Emmet, 1983). Ello requiere la realizacin de un trabajo mecnico.

La energa para este trabajo proviene de la energa cintica del fluido en la capa

lmite. Si el fluido en la capa libre no perturbada est en flujo turbulento o laminar ya no importa.

Cerca del lecho, es de esperar que la energa cintica transmitida por el fluido a

los granos en movimiento sea transferida a otros granos, contribuyendo a amplificar su movimiento o a iniciarles en el mismo. La eficacia de las colisiones depende de su elasticidad, la cual est determinada por la friccin


26

entre los granos transportados y la viscosidad del fluido en movimiento. Estas colisiones son la causa del mecanismo de transporte por saltacin. La importancia de este mecanismo es mayor en el aire que en el agua, donde la viscosidad es mayor y los choques son muy inelsticos. Sin embargo, el hecho de que el mecanismo de saltacin sea poco eficiente en el agua no implica que las colisiones entre granos no tengan importancia a la hora de explicar el transporte por sedimento en el medio fluvial, como ha sido puesto de manifiesto por diversos autores (Einstein, 1942; Bagnold, 1973; Leeder, 1979a; 1979b; Hassan y Church, 1992).

Si los granos son transportados en el seno del fluido, algn mecanismo ha de

explicar la transferencia y movimiento de material a lo largo de la capa de sedimento en desplazamiento. Este mecanismo es la cizalla producida por la turbulencia del agua en la capa lmite, siendo los mecanismos de burst y sweep, descritos en el apartado anterior, los principales responsables del intercambio vertical de partculas de sedimento.

As, a una corriente fluvial va a llegar sedimento procedente de los procesos de erosin de laderas, de los aportes de sus tributarios y de la erosin de sus mrgenes. El ro transportar todo el sedimento aportado que le sea posible. La energa total disponible por el ro para erosionar y transportar sedimento surge de la transformacin de su energa potencial en cintica, al desplazarse desde las reas de cabecera ms elevadas a las de desembocadura (conviene recordar aqu el Principio de Bernoulli). Pero su mayor o menor habilidad para el transporte (su eficiencia energtica) depender del trabajo mecnico que el ro realice sobre su permetro mojado y de la eficacia de los procesos de transferencia de energa entre los granos y el fluido.

De este modo, se entiende que la capacidad de una corriente de agua para liberar los granos de sedimento del lecho (entrainment) y ponerlos en movimiento (transporte), depende del balance entre los esfuerzos de cizalla que la corriente ejerce sobre el lecho (que tienden a desplazar a los granos) y las fuerzas que tienden a mantener a las partculas estticas en el fondo (fuerzas gravitacionales o mecnicas, y de atraccin electrosttica entre las partculas).

De la naturaleza de estas fuerzas que tienden a mantener a las partculas estticas surge una distincin entre dos tipos de lechos:

Cohesivos: Constituidos por partculas de tamao arcilla y limo, donde se forman agregados y donde las partculas permanecen mutuamente unidas mediante fuerzas de naturaleza electrosttica.

Granulares: Las partculas o granos se encuentran sueltos, mantenindose en

contacto con los adyacentes por fuerzas puramente gravitacionales.

Este trabajo trata del estudio del proceso de transporte por carga de fondo y por ello, estar centrado en lechos de naturaleza granular.

Con todo lo expuesto, en el proceso de transporte de sedimento cabe distinguir tres estadios o momentos diferentes: la liberacin del grano del lecho y su entrada al movimiento (entrainment); la fase de transporte propiamente dicha, una vez incorporado el sedimento al movimiento. Y finalmente, su depsito o trapping. Tres preguntas se le plantean entonces al investigador en relacin al transporte de sedimento por una corriente fluvial: cundo se inicia el


27

transporte, cunto sedimento es transportado y de qu manera se lleva a cabo este proceso de transporte. La fase de entrada de un grano al movimiento se relaciona con el interrogante sobre el inicio del transporte, mientras que por su parte, en los interrogantes sobre las tasas de transporte y los mecanismos de desplazamiento, estn implicadas tambin las otras dos fases.

2.3.2. Anlisis de las fuerzas que actan sobre un grano. El inicio del transporte.

Supongamos que tenemos un lecho de partculas de sedimento sumergidas en un fluido. Hay tres maneras por las cuales un grano de sedimento se puede mover:

1) Por la puesta en suspensin del grano debido al empuje del fluido. 2) Por el deslizamiento del grano sobre la superficie de contacto con algn grano

adyacente. 3) Por rotacin del grano en torno a un punto de giro en el contacto con un grano

adyacente.

En el primer caso, tiene que suceder que el valor la fuerza de la gravedad sea inferior al valor de las fuerzas de sustentacin del fluido. En el segundo caso, las fuerzas de cizalla han de vencer la resultante del peso de la partcula y la fuerza de rozamiento. Finalmente, en el ltimo caso, el momento de giro de las fuerzas del fluido ha de ser mayor que el momento asociado a las fuerzas gravitatorias. Vamos a proceder al anlisis de cada una de las fuerzas implicadas.

En primer lugar, la fuerza de la gravedad. El peso sumergido de la partcula vendr dado por el siguiente producto:

(2.31)

donde V es el volumen del grano, s es la densidad del slido y f la densidad del fluido. Este es el valor de las fuerzas que se opondran al empuje del fluido.

Respecto a las fuerzas de friccin entre los granos, ests vendrn definidas por la siguiente expresin:

(2.32)

donde es el llamado ngulo de friccin interna del material, que depende tanto de la geometra del grano como de los coeficientes de friccin del material. Toma generalmente un valor de 35 para arenas sumergidas en agua (Martnez Marn, 2001) y se relaciona con el ngulo que ha de girar (ngulo de pivote) cada grano para desplazarse.

Si el sedimento no fuera uniforme, los mayores granos en el lecho tendran un ngulo de giro ms bajo que la media y a su vez, los granos ms pequeos tendran un valor ms alto que el valor medio del conjunto. De aqu, se deriva una sorprendente conclusin: los granos ms grandes deslizaran ms fcil que los granos ms pequeos si solo estuviera implicado el mecanismo de deslizamiento y el peso de las partculas no influyera. Esto es lo que se conoce como fenmenos de ocultamiento (hiding) y saliencia (protrusion) (Figura 2.12), los cuales se explicarn con ms detalle ms adelante en el texto.

Hasta ahora hemos hablado de las fuerzas relacionadas con los propios granos. El fluido, por su parte, ejerce dos tipos de fuerzas. Por un lado, las fuerzas viscosas de arrastre,

gVF fsg = )(

senFF gd =


28

producidas por la cizalla ejercida sobre el lecho; y por otro, las fuerzas de empuje o sustentacin asociadas al principio de Bernoulli.

Figura 2.12. Esquema que muestra la diferencia entre los fenmenos de ocultamiento (hiding) y saliencia (protrusion). Los fenmenos de ocultamiento (hiding) consisten en el efecto de sombra que las partculas de mayor tamao pueden ejercer sobre partculas finas que se encuentran en los espacios intergranulares. Los fenmenos de saliencia (protrusion) se deben a que las partculas de mayor tamao ofrecen ms superficie a los esfuerzos de cizalla del fluido y

TDVazquezTarrio.pdf

Documents

Transcript of TDVazquezTarrio.pdf