M. Meunier
M. Meunier trabaja en el Centro de investigaciones sobre 1a Ingeniería de la Agricultura y el Medio Ambiente (CEMAGREF),
Algunas enseñanzas obtenidas en las cuencas hidrográficas experimentales de Draix y Réal Collobrier en Francia.
Vista general de la cuenca hidrográfica de Laval que evidencia la falta de cubierta vegetal
Generalmente se reconoce a los bosques una importante función en los numerosos fenómenos que constituyen el ciclo del agua. El presente documento se limita al estudio de su influencia sobre la escorrentía provocada por las crecidas, si bien existen abundantes estudios acerca de su función con respecto a los acuíferos, la nubosidad o la nieve, pero que no serán abordados en el presente artículo. La completa bibliografía presentada por Humbert y Najjar (1992) demuestra claramente la gran variedad de temas de investigación que existe en esta amplia esfera, tanto en el sentido que aquí se propone, «efecto de los bosques sobre el ciclo de agua», como en el sentido contrario, «comportamiento del árbol según las condiciones climáticas».
Por lo que respecta a la escorrentía provocada por las crecidas, comúnmente se considera que los bosques reducen la escorrentía, si bien algunas voces señalan que ello no siempre es cierto (Humbert y Najjar, 1992). No obstante, esta afirmación no tiene gran valor para los hidrólogos si no pueden medir este efecto de reducción. Puesto que dicho efecto varía en función de las especies forestales, las estaciones, la extensión del terreno, la cantidad de lluvia, etc., cabe plantearse algunas preguntas cruciales para las aplicaciones prácticas pero difíciles de responder: ¿A partir de qué cantidad de lluvia los bosques dejan de poder reducir la escorrentía? ¿A partir de qué tasa de cubierta vegetal la acción del bosque sobre las crecidas es significativa? ¿Es la deforestación masiva responsable de las devastadoras crecidas que se producen en grandes extensiones de terreno en determinadas regiones del mundo? Hay quien señala que, en efecto, los bosques son muy eficaces frente a estos fenómenos (Ives y Messerli, 1989).
Para cuantificar la reducción de la escorrentía de las crecidas que los bosques permiten, es necesario detallar los procesos por los que se produce este efecto de reducción (goteo, interceptación, función de depósito del suelo) (Figura 1). En primer lugar, se presenta un análisis cualitativo según las distintas escalas de tiempo y espacio para las que se estudia cada uno de estos procesos y que dependen de las técnicas de medición utilizadas. A continuación, se presentan los resultados de las mediciones efectuadas en puntos de la zona sudoriental de Francia que permiten efectuar una comparación entre las pequeñas cuencas hidrográficas boscosas y no boscosas situadas en zonas de media montaña.
LOS PROCESOS FUNDAMENTALES Y LAS ESCALAS DE TIEMPO Y ESPACIO
Comencemos observando la Figura 1 donde se presentan las nociones básicas y los intercambios de agua (en estado líquido o gaseoso) que se producen entre la atmósfera, el subsuelo y la superficie. En esta figura, se distinguen dos situaciones, una caracterizada por la presencia de la lluvia y otra por la ausencia de este fenómeno, y se observa que la circulación del agua es distinta en cada caso, de lo cual se deduce que las mediciones del mismo tipo (en particular, la evapotranspiración) no deben interpretarse del mismo modo en los dos casos: en caso de lluvia, dependerán principalmente del agua caída y, cuando no llueva, de la reserva hídrica. Por lo tanto, el período durante el cual se estudian estos intercambios tiene gran importancia y es imprescindible precisar si el estudio se hace para un solo episodio pluvial o para un período de tiempo más largo (mes, estación, año) en el que se alternen las lluvias y el tiempo seco. La división en días, a menudo utilizada por la comodidad que ofrece, puede corresponder a situaciones de tiempo seco o de lluvia, según los casos.
En la Figura 2, se muestran los intercambios que se producen entre los distintos medios. Las copas de los árboles se interponen en el camino de las gotas de lluvia. El agua llega al suelo después de gotear y resbalar a lo largo de los troncos. Estas dos cantidades pueden calcularse, a diferencia de la interceptación que se obtiene mediante una resta. Se trata de mediciones que se realizan en puntos concretos y que pueden efectuarse en cualquier intervalo de tiempo. Lo mismo ocurre con la interceptación, concepto que comprende varios procesos: la evaporación, la transpiración y la absorción por las hojas, y que aquí se estudia de manera global.
Las raíces de los árboles, dada su interacción con el suelo, desempeñan una función enormemente importante en la transformación de la lluvia que llega al suelo en escorrentía (Germano, 1994). Este efecto se produce en dos planos: por un lado, tiene lugar la separación entre la escorrentía superficial y la subterránea en la superficie del suelo (problema de velocidad de infiltración); por otro, el almacenamiento y los trayectos que sigue la escorrentía subterránea (problemas de capacidad de retención y de conductividad hidráulica). Como es lógico, la acción de las raíces y del suelo forestal se pone de manifiesto cada vez que llueve. Con frecuencia se considera que varía poco de una crecida a otra, dado el contenido de agua idéntico al inicio de cada aguacero. En efecto, la interacción entre el bosque y el suelo que hace evolucionar de manera natural el suelo de los bosques a lo largo del tiempo es enormemente lenta (más de varias decenas de años). Como es lógico, los cambios rápidos e importantes que se producen en la superficie de una cuenca hidrográfica (incendio o tala total) afectan sobre todo a la interceptación de la lluvia, pero su efecto sobre el suelo forestal y, por tanto, su repercusión sobre la escorrentía varía considerablemente en función de las características de la cuenca. Se han observado, por ejemplo, muy pocos efectos en el caso de la tala rasa llevada a cabo en la cuenca de Lamge Brake (Nys, 1959); en cambio, es muy clara la relación entre el incendio del bosque Rimbaud y la aparición de crecidas torrenciales (Lavabre, Sempere-Torres y Cernesson, 1991).
Por lo que respecta a la medición, la situación es compleja: es necesario cuantificar el efecto de la parte subterránea del bosque calculando la diferencia entre la escorrentía y la lluvia sobre al suelo. No obstante, rara vez se mide la lluvia caída en los suelos forestales. Los datos que ofrecen las mediciones habituales de lluvia y de caudal no son más que el resultado de la acción combinada de la vegetación del bosque y de sus partes subterráneas.
FIGURA 1 Esquema del ciclo del apara en el bosque
La escorrentía subterránea sigue recorridos difíciles de determinar en el caso general de las vertientes. Asimismo, al efectuar una medición del caudal en un lugar determinado, es difícil averiguar la procedencia exacta de los cursos de agua que se está midiendo. En general, las mediciones de la escorrentía se hacen en cuencas hidrográficas de bastante amplitud, donde la concavidad de las vertientes permite suponer que en el punto de medición convergirán las aguas de la escorrentía superficial y subterránea.
En resumen, al presentar los resultados de las mediciones de los efectos del bosque sobre la escorrentía, es necesario precisar tres tipos de datos:
· la escala temporal: anual, mensual o estacional, episodio pluvial, etc.;· la escala espacial: uno o varios árboles, parcela de medición (por ejemplo, de tipo Wischmeier) o cuenca hidrográfica (en este caso es necesario precisar el tamaño de las cuencas);
· el tipo de acción que se mide: el efecto del bosque únicamente sobre la lluvia, o la acción del bosque sobre la escorrentía, que comprende la suma de dos clases de efectos: en primer lugar, la acción sobre las lluvias y posteriormente la acción a través del suelo.
IMPORTANCIA DE LA PARTE AEREA Y LA PARTE SUBTERRANEA EN LA FORMACION DE CURSOS DE AGUA
La medición de la interceptación durante un episodio pluvial se efectúa tanto a partir de fenómenos reales como de experimentos de simulación de lluvia. Estos valores a menudo se expresan como porcentaje de la lluvia caída, coeficiente que disminuye a medida que ésta aumenta. En el contexto del presente artículo, que examina el efecto de la cubierta forestal sobre las crecidas, tienen especial importancia los valores de la interceptación durante los episodios pluviales, especialmente para determinar si existe un límite máximo de la capacidad de almacenamiento de la parte aérea del bosque.
FIGURA 2 Efecto de los árboles sobre el ciclo del agua: parte aérea, parte subterránea
FIGURA 3 Ubicación de las cuencas hidrográficas de Draix y de Réal Collobrier
Para verificar esta hipótesis y determinar los valores de esa capacidad de saturación, se han utilizado los resultados de las mediciones de la interceptación realizadas en puntos concretos de las cuencas hidrográficas experimentales de Réal Collobrier (Figura 3) (Duwing, 1994; Biron, 1994; FAO, 1962), y un modelo teórico construido a partir de la hipótesis de que existe un punto de saturación de la cubierta forestal (Biron, 1994) y basado en las mediciones. En conclusión, la interceptación tiene un valor máximo de alrededor de 5 mm en la zona septenarional de Francia (experimentos de Biron) y de 12 a 14 mm en la zona meridional (experimentos de Duwing), disparidad que probablemente se explica por las diferencias en el grado de evaporación en los lugares donde se efectuaron las mediciones. Es evidente que la parte aérea del bosque no puede explicar de ninguna forma la reducción importante de los valores de la lluvia que llega al suelo en el caso de episodios pluviales abundantes (varias decenas de milímetros) y todavía menos en el de tormentas (varias centenas de milímetros).
Si bien el presente artículo estudia el efecto de la cubierta forestal en la formación de las crecidas, también la lucha a la erosión del suelo es muy importante, gracias a un cúmulo de factores:
· acción directa al reducir el impacto de las gotas de lluvia;· acción indirecta al reducir la escorrentía y, por tanto, el volumen de materia sólida que ésta puede arrastrar;
· acción indirecta de los efectos del suelo forestal sobre la escorrentía (retraso, aumento de la infiltración, etc.) que permite retener y almacenar materiales sólidos, especialmente aquéllos de grueso calibre.
Existe una correspondencia bastante precisa entre los resultados cuantitativos y los resultados de las mediciones del arrastre de materiales sólidos efectuadas en las cuencas hidrográficas experimentales de Draix (la cuenca boscosa de Brusquet y la cuenca erosionada de Laval) en las cuales la media del arrastre de materiales sólidos a lo largo de varios años es de 177 t/ha/año para Laval y 4 para Brusquet (Meunier, Mathys y Cambon, 1995).
Por lo que respecta a los efectos de la parte subterránea del bosque en la formación de corrientes de agua, su importancia se puso claramente de manifiesto en un experimento de simulación de lluvia con el que se pretendió cuantificar la función de la vegetación en la infiltración, midiendo la escorrentía sobre superficies con cubierta vegetal y efectuando la misma medición en la misma parcela después de haber eliminado toda la vegetación, incluidas las raíces (Gresillon, 1994). Los resultados demuestran que un suelo con raíces permite una infiltración casi total (180 mm/h con respecto a 196 mm/h durante más de dos horas), por lo que la escorrentía superficial puede considerarse prácticamente nula, incluso en caso de lluvia muy intensa. Unicamente, la posible saturación del suelo (factor que no se ha medido aquí) podría modificar el curso del agua hacia las capas más profundas. Al eliminar la vegetación junto con sus raíces, la infiltración se reduce enormemente (hasta un valor de alrededor de 10 mm/h frente a una intensidad de la lluvia de 134 mm/h durante 45 minutos), lo que hace que predominen los cursos de agua superficiales.
Las consecuencias de este experimento son importantes puesto que confirma que el efecto fundamental de la vegetación sobre las crecidas se deriva de la transformación que ésta opera en el suelo por medio de una serie de cambios, como el crecimiento de las raíces, la formación de capas de hojarasca y humus, etc. Por tanto, es necesario tener en cuenta los distintos tipos de suelos y su profundidad para prever los efectos de la repoblación forestal o de la recuperación de la cubierta vegetal de una cuenca sobre las crecidas. Un suelo profundo y permeable permite la infiltración tanto si tiene cubierta vegetal como si no; en este caso el efecto de la cubierta vegetal sobre la escorrentía será mínimo. No obstante, el suelo de las cuencas de montaña está formado por capas poco espesas y/o impermeables; por ello, la vegetación, al permitir una infiltración rápida del agua de lluvia, desempeña una función decisiva.
En resumen, tomando como referencia una pequeña extensión de terreno, puede establecerse el funcionamiento hidrológico de un suelo de montaña situándolo entre los dos extremos que marcan los suelos con y sin vegetación:
· En un suelo sin vegetación, la escorrentía será fundamentalmente superficial, con una infiltración y un retardo mínimos. Por consiguiente, el funcionamiento hidrológico de una cuenca con una elevada presencia de minerales puede estudiarse considerando que se produce sobre todo escorrentía superficial.· En un suelo con cubierta vegetal, no habrá escorrentía superficial, tan solo infiltración. En una cuenca hidrográfica, el funcionamiento hidrológico depende por tanto de los cursos de agua subterráneos, que pueden llegar a los acuíferos profundos (con toda la ambigüedad que este término comporta en el caso de las cuencas de montaña) o bien puede alimentar la escorrentía superficial en las vaguadas.
Naturalmente, los casos reales se aproximan en mayor o menor medida a estas dos situaciones extremas; y, cuando se trata de hacer previsiones, el aspecto cuantitativo es el que plantea mayores dificultades. Además, las preguntas que se plantean los hidrólogos hacen referencia a lo que ocurre en una escala de espacio distinta de la de puntos concretos, las cuencas hidrográficas. Los estudios sobre la naturaleza isotópica del agua de las crecidas (Ambroise, 1991) permiten creer que la oposición entre suelos con cubierta vegetal y suelos desnudos se presenta en la escala de las cuencas hidrográficas. A continuación, se presentan los resultados de las mediciones del caudal en dos cuencas hidrográficas experimentales de Draix.
CRECIDAS ENTRE UNA CUENCA ARBOLADA Y OTRA DEGRADADA
El contraste entre las dos posibilidades extremas de formación de las crecidas que hemos descrito en el párrafo precedente, significa que la tasa de cubierta vegetal desempeña un papel muy importante. El ejemplo de las cuencas hidrográficas de Draix va a servirnos ahora para cuantificar el efecto de los bosques sobre las corrientes de crecida en una escala espacial de aproximadamente 1 km², en el caso de cuencas con una geología de margas negras caracterizada por terrenos áridos de barrancos, una altitud comprendida entre los 700 y 1200 m, y una pluviometría anual media del orden de los 800-900 mm. Las dos cuencas (de Laval y de Brusquet) se han elegido por ser suficientemente pequeñas y homogéneas para que exista un sólo factor predominante que explique la vegetación existente a partir de las diferencias de comportamiento hidrológico. La tasa de denudación de la de Laval es del 78 por ciento y la de Brusquet del 13 por ciento.
Estas cuencas hidrográficas, gestionadas en colaboración con el Servicio de Restauración de Tierras Montañosas de los Alpes de la Alta Provenza, se encuentran situadas en las comunas de Draix y de Brusquet. Están constituidas por marga negra y marga calcárea con una elevada tasa de erosión, lo que ha justificado la repoblación forestal de una de ellas (la de Brusquet) a finales del último siglo. Como quiera que desde los años 1984-1987 (Cambon et al., 1990) se vienen midiendo la lluvia, el caudal líquido y el transporte sólido de las crecidas, la comparación de los resultados permite precisar el efecto global de la repoblación sobre la formación de las crecidas.
Para comparar las crecidas de las dos cuencas, se pueden utilizar varios métodos. A continuación se examinan dos de ellos.
Método comparativo directo. Consiste en confrontar directamente los resultados de las mediciones. Para ello es necesario que todos los elementos sean los mismos, lo que significa por lo menos que la lluvia que da lugar a las crecidas sea lo más parecida posible. En la Figura 4 se exponen los hidrogramas de la crecida del 8-9 marzo de 1991 de las dos cuencas. En ella se pone de manifiesto que la respuesta de la cuenca de Laval es rápida, que el hidrograma sigue sin retraso el pérfil de las precipitaciones (respuesta de tipo impulsante), y que los valores de la crecida son más elevados que en la cuenca de Brusquet. En la Figura 4 se ilustra con respecto a la cuenca, la conclusión sacada precedentemen te: se pueden aplicar los conceptos de escorrentía de superficie, y por lo tanto rápida, a la cuenca desprovista de vegetación y de escorrentía lenta, es decir subterránea (sea o no hipodérmica), a la cuenca arbolada. En la cuenca Rimbaud de Réal Collobrier, luego del incendio del 80 por ciento de su superficie (Lavabre, Sempere-Torres y Cernesson, 1991), se ha constatado el mismo género de respuesta de impulso a las lluvias, muy diferente del comportamiento de la cuenca antes del incendio.
Se podrían poner otros muchos ejemplos de crecidas que permiten ilustrar una evidencia: que en el contexto de las cuencas de Draix, el bosque retrasa y reduce la importancia de las crecidas.
Hipótesis de la linealidad. Para realizar un análisis cuantitativo, es preciso establecer hipótesis sobre el tipo de reacción de la cuenca geográfica a una precipitación, fundada en un hidrograma. Anteriormente se ha visto que el elemento aéreo del bosque almacena una parte de la lluvia que cae interceptándola. Se ha visto igualmente que el suelo del bosque desempeña una función compleja, almacenando, de forma temporal o no, agua en sus poros. El estado inicial de la cuenca hidrográfica juega también un papel fundamental y todos sus efectos permiten deducir que la transformación de la lluvia en caudal no es lineal, es decir que el caudal no es realmente proporcional a las lluvias: una lluvia de importancia media que caiga después de un período de sequía puede no producir ningún caudal, mientras que una lluvia más débil, pero que caiga sobre una cuenca ya saturada, puede producir una corriente de un volumen cercano al de la propia lluvia.
Por lo tanto, esta hipótesis de linealidad no es realista, sino que proporciona una respuesta fácil de obtener y de comprender. Asimismo, a pesar de los riesgos de la mala interpretación a que puede dar lugar, es la que adoptamos en esta etapa. Si se desea comparar el caudal máximo de las crecidas de dos cuencas hidrográficas determinadas, se puede hacer ya sea directamente si la lluvia caída sobre ambas cuencas es la misma (en cantidad y estructura), ya sea mediante el coeficiente de corriente si son diferentes.
FIGURA 4 Crecida del 8-9/3/91 en las cuencas de Brusquet y de Laval
FIGURA 5 Comparación de los caudales máximos (en l/s) sobre una cuenca hidrográfica con y sin vegetación
La Figura 5 presenta el resultado de la primera comparación, mostrando que la mayor parte del caudal de la cuenca arbolada es inferior a un quinto del caudal correspondiente (caudal máximo de la crecida durante un mismo episodio pluvial) de la cuenca desprovista de árboles y que, en término medio son de una cuantía inferior. El episodio pluvial del 9 de abril de 1987 se distingue claramente. La explicación viene dada por el carácter no lineal del proceso de formación de las crecidas y la importancia de las condiciones iniciales: la lluvia caída en este episodio fue en efecto muy copiosa y el máximo se produjo al final, en un segundo punto máximo de la crecida, por haberse tal vez saturado el suelo en el primer punto máximo (29 mm de lluvia). Es, por lo tanto, lógico que la corriente se haga netamente superior a lo que sería si el suelo no estuviera saturado.
Por el contrario, si el caudal registrado en la cuenca de Brusquet es muy escaso (episodio del 20 de agosto de 1988), se debe a que la lluvia, corta e intensa, es sólo suficiente para que aparezca la escorrentía en la cuenca de Brusquet (23 mm de lluvia), mientras que la escorrentía es inmediata en la de Laval. Todos los episodio pluviales en los que se ha pro ducido escorrentía en la cuenca de Laval y ninguna en la de Brusquet, demuestran por otra parte la existencia de un límite en el caudal de la escorrentía (efecto no lineal si existe) y no se han introducido en esta figura.
La segunda comparación (Figura 6) se refiere a los coeficientes de la corriente y se basa igualmente en los episodios en los que se ha producido escorrentía simultáneamente en ambas cuencas. La utilización de este parámetro es mucho más criticable que la del caudal en máximo, ya que la definición de volumen de crecida resulta siempre ambigua. Además, en el caso de las cuencas hidrográficas experimentales de Draix, los caudales escasos han sido medidos de modo aproximativos. La Figura 6 muestra que los coeficientes de la corriente de crecida de la cuenca hidrográfica arbolada son por término medio un 30 por ciento de las de la cuenca desprovista de vegetación.
En conclusión, las comparaciones realizadas en el contexto de esta hipótesis de linealidad de los fenómenos de escorrentía, permiten por lo tanto cuantificar el efecto del bosque en relación con una cuenca desprovista de vegetación: para los episodio pluviales de mediana importancia y para las cuencas hidrográficas de montaña media similares a las de Draix, la cubierta vegetal limitaría el caudal máximo de la crecida en un 80 por ciento menos, y los volúmenes de la crecida en un 40 por ciento menos.
Se ha comprobado, sin embargo, que pueden existir excepciones, por otra parte fácilmente explicables en general cuando se hace el cálculo a partir de un modelo intuitivo de comportamiento físico global de las cuencas hidrográficas. Por lo tanto, resulta lógico explorar de manera más exhaustiva esta posibilidad de utilización de dicho modelo.
Figura 6 Comparación de los coeficientes de la corriente de crecida en una cuenca con vegetación y otras sin ella
FIGURA 7 Evolución de la lluvia eficaz acumulada en función de la lluvia caída acumulada en dos cuencas, una con vegetación y otra sin ella
ELABORACION DE UN MODELO CONCEPTUAL (MODELO GR2)
Nos colocamos ahora en una óptica de carácter más físico, estableciendo hipótesis sobre el comportamiento hidrológico de las cuencas hidrográficas, que deberán verificarse y utilizarse seguidamente para comparar ambas cuencas. Se dispone de numerosos modelos para traducir este comportamiento de la cuenca hidrográfica cuando se forman escorrentías. El modelo adoptado, llamado GR2 (Michel, 1991), postula la existencia de dos depósitos A y B, entre los que se reparte la lluvia caída. El depósito A representa los mecanismos de la formación de la escorrentía dentro del suelo, y el depósito B los que se producen en la superficie (retraso, depresión, etc.). Se utiliza un tercer parámetro que permite tener en cuenta las condiciones iniciales (Michel, 1991; Brochot, 1995).
Una primera hipótesis consiste en afirmar que el reparto entre ambos depósitos se hace en función del nivel (a) del depósito A. Este depósito recibe en cada instante una fracción de lluvia igual a 1-(a/A)². La otra fracción va al depósito B. Se comprueba que, cuanto más grande sea el depósito A, más lluvia recibe y menos lluvia va al depósito B y, por lo tanto, menos escorrentía se produce.
Los resultados del calado de este modelo GR2 sobre los episodios pluviales registrados en Laval y Brusquet dan valores para A iguales a 25 mm en el primero y a 125 mm en el segundo. La Figura 7 muestra, para una lluvia caída de 42 mm, la evolución de la lluvia considerada eficaz, que es la que da una escorrentía en función de la lluvia caída acumulada en ambas cuencas. La Figura 7 pone bien de manifiesto el enorme potencial de almacenamiento de agua que tiene la cuenca arbolada de Brusquet en comparación con la de Laval.
Un segundo conjunto de hipótesis se refiere a las condiciones iniciales del contenido en agua del suelo al principio del episodio pluvial. Es necesario por una parte conecerlas y por la otra traducir su función en la formación de la crecida. Cuantificar el estado de saturación de la cuenca al principio de la lluvia no es fácil, salvo en el caso muy raro de que se realicen las medidas del contenido en agua del suelo. A menudo el caudal de la corriente de agua al inicio de la lluvia es un excelente indicador de este estado inicial. En el caso de las cuencas de Draix, como quiera que las corrientes de agua son «uadis» y permanecen por lo tanto secas fuera de los períodos de crecida, esta solución no es utilizable. Se ha tendido por lo tanto a la utilización de la curva de «lluvia límite», que delimita los acontecimientos con y sin escorrentía. Los valores de esta lluvia límite varían de hecho en función de la duración del episodio seco que precede a la lluvia, y se puede utilizar para representar el estado inicial de la cuenca. Las comparaciones de estas dos curvas para las dos cuencas hidrográficas (Figura 8), muestra también el efecto de la tasa de forestación sobre la frecuencia de las crecidas. Basta con que una lluvia L1,max alcance los 9 mm de agua para provocar obligatoriamente una escorrentía en la cuenca de Laval mientras que en la de Brusquet después de un período seco bastante largo, la escorrentía puede no comenzar hasta que L1,max alcance 25 mm. Por consiguiente, el bosque multiplica la capacidad de almacenamiento inicial antes de la escorrentía por un factor de 2,5.
Para traducir el efecto de las condiciones iniciales sobre el relleno del depósito A, se ha asumido la hipótesis simple de que éste no estaba vacío al comienzo de la lluvia, sino que se encontraba a un nivel inicial de a0 = a x A. Este nivel se ha calculado siguiendo los registros de los episodios de lluvia reales (al mismo tiempo que el parámetro A) y se relacionado con los valores de lluvia límite (L1) medida sobre las curvas de la Figura 8. Si bien las correlaciones no son muy fuertes es interesante observar que las relaciones obtenidas (Brochot, 1995) son en conjunto las mismas para ambas cuencas hidrográficas: a = 0,3 (1-L1/L1,max). Se puede, por lo tanto, determinar de antemano, con ayuda de esta fórmula y de las curvas de lluvia límite, el nivel inicial de a0 del depósito A.
La última hipótesis a realizar para representar la formación de la escorrentía sobre las cuencas hidrográficas, se refiere al funcionamiento del depósito superficial B. En el modelo GR2 se adopta la hipótesis de que el nivel R aumenta a medida que recibe la fracción (a/A)² de la lluvia, pero que al mismo tiempo se vacía de un caudal Q que depende del nivel R del depósito según la fórmula siguiente: Q = R²/R+b. El parámetro b se obtiene mediante un calado de episodios reales, y traduce la capacidad de vaciado del depósito B: cuanto mayor sea, más lentamente se vaciará el depósito.
Se trata de un parámetro inversamente proporcional al paso del tiempo utilizado para los cálculos. Los valores obtenidos para b (para un paso de tiempo de S minutos) son iguales a 14 para la cuenca de
FIGURA 8 Curvas de la lluvia limite para la cuenca de Laval y de Brusquet
Laval y de 96 para la cuenca de Brusquet (Brochot, 1993), lo que demuestra claramente que la depresión de la escorrentía efectuada por la cuenca arbolada es muy superior a la de la cuenca desprovista de vegetación. El calado ha demostrado igualmente que el parámetro b disminuye cuando la intensidad de la lluvia sufre un aumento considerable.
FIGURA 10 Leyes estadísticas de los caudales máximos anuales para las cuencas de Laval y de Brusquet
La Figura 9 proporciona un ejemplo de la aplicación del modelo para el episodio del 18 de julio de 1987, utilizado en la validación y no en el calado, para el cual la diferencia de los caudales máximos es de una determinada magnitud. Este episodio, con una cantidad de lluvia de 23 mm, es bastante representativo de los episodios de importancia media. Se comprueba que el modelo reproduce correctamente los dos hidrogramas para este episodio, pero esta adecuación varía bastante de una crecida a la otra.
Comparación estadística
En los párrafos precedentes, se han comparado las crecidas de ambas cuencas hidrográficas para episodios concomitantes; se pueden también comparar las leyes estadísticas de sus caudales máximos anuales. La Figura 10 muestra los valores de estos caudales máximos anuales en función de la variable reducida de la ley de Gumbel. Estas muestras están ajustadas con bastante exactitud, lo que demuestra que la ley de Gumbel traduce correctamente la variación de la duración del retorno de la crecida en función de su caudal. Pero sobre todo, se demuestra que a igual duración de retorno (por lo tanto a igual valor de la variable reducida de Gumbel), los caudales de ambas muestras difieren por un factor 10. En conclusión, las leyes estadísticas de los caudales máximos anuales traducen fielmente la diferencia de un orden de magnitud que separa los caudales de crecida entre la cuenca hidrográfica arbolada y la desprovista de vegetación.
CONCLUSION
Los resultados obienidos en Draix confirman que el bosque desempeña un papel muy importante en la formación de las crecidas en montaña y que no debe descuidarse. El análisis del funcionamiento de las pequeñas cuencas de montaña del sureste de Francia, cuando se forman las crecidas, indica en efecto que existe una diferencia de 1 a 10 entre los caudales máximos de la cuenca arbolada y los de cuenca desprovista de vegetación. La cubierta forestal desempeña eficazmente una función niveladora de las lluvias, además sirve de depósito tope de almacenamiento para absorber la escorrentía y reducir la depresión del caudal.
En principio, la formación de las crecidas en las cuencas hidrográficas de montaña debería ser más fácil de comprender que la de las cuencas de llanura: la homogeneidad de los parámetros físicos es allí mayor y, frente al factor de la cubierta general, por ejemplo, sucede bastante a menudo que las cuencas se puedan clasificar claramente: o totalmente minerales o totalmente vegetalizadas. Sin embargo, los expertos que tienen que resolver los problemas de cuantificación de las crecidas de las pequeñas cuencas de montaña encuentran que son especialmente difíciles de resolver. El hecho se debe básicamente al escaso número de estaciones de medidas hidrométricas y pluviométricas que hacen difícil la creación de métodos hidrológicos fiables. Por ejemplo, las fórmulas elaboradas en Francia para estimar el caudal decenal, no contienen la tasa de cubierta vegetal como variable explicativa, lo que quiere decir que estas fórmulas no están obligatoriamente adaptadas al cálculo de los caudales de crecida de las pequeñas cuencas de montaña. Además, cuando se quiere determinar de antemano los caudales previstos de estas pequeñas cuencas, es preciso a menudo utilizar métodos muy sencillos basados en una comprensión cualitativa de la formación de las crecidas. Resulta entonces útil utilizar como puntos de referencia las dos situaciones extremas que representan una cuenca totalmente cubierta de vegetación y otra totalmente desprovista de ella. Los resultados obtenidos en las cuencas hidrográficas de Draix demuestran que este sistema es legítimo ya que los valores de las crecidas de ambas cuencas, con y sin vegetación, difieren en un orden de magnitud.
Es por lo tanto posible utilizar estos resultados para determinar previamente los caudales de otras cuencas del mismo tipo y similar tamaño y, sobre todo, se pueden utilizar métodos de simulación basados en modelos muy sencillos, como el modelo GR2 expuesto en el presente artículo. La extrapolación de los parámetros de los modelos no es en absoluto fácil, y habría que efectuar un trabajo similar sobre otros lugares donde se realizan igualmente mediciones hidrométricas y pluviográficas, confrontando después todos los resultados obtenidos en el mayor número posible de cuencas para deducir una metodología realmente adaptada a las pequeñas cuencas de montaña.
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