Lurralde :inv. espac.

N. 6 (1983)

p. 35-80

ISSN 1697-3070

LURRALDE

ESTUDIO MORFOMÉTRICO DE LAS CUENCAS DE LOS RÍOS,  BUTRÓN, OCA, LEA y ARTIBAI (BIZKAIA)

 

Ángel ERASO

Departamento de Geomorfología y Geotectónica. Facultad de Ciencias.

Universidad del País Vasco.

LABURPENA

Ikerlan honetan zehar, aukeratutako lurraldeko erliebearen eraketa (estruktura) m ugatzen dutan hainbat funtzezko parametro eta berauen elkarren arteko erlazioa bera ere determinatu da. Lehenengo zatian, gehien erabiliak diren itxurazko, lerrozko eta bai erliebezko parametroak ere aztertu dira, bigarrenean parametro berriak ateratzeko zenbait eredu eta beroriek hidrogeologian izan dezaketen garrantzia aztertu den bitartean. Horretarako, morfometrian binarritu gara, hau da. erliebeak duen eraketaren neurketan eta analisi matematikoan.

 

RESUMEN

En el desarrollo de este trabajo se ha determinado un cierto número de parámetros fundamentales. así como su interrelación. que constituyen los elementos estructurales de la superficie. En la 1ª parte se han definido los parámetros de forma. lineales y de relieve más usuales. mientras que en la 2ª parte se han ensayado varias técnicas para la determinación de nuevos parámetros y su posible aplicación desde el punto de vista hidrogeológico. Para ello nos hemos basado en la morfometría. definida como la medida y el análisis matemático de la configuración de la superficie y de la forma y dimensiones de los rasgos del relieve.

INTRODUCCIÓN

 

Se puede estimar que la génesis de una superficie no es un fenómeno aleatorio y que la morfología resulta de la combinación y de la importancia relativa de un cierto número de parámetros fundamentales que constituyen los elementos estructurales de la superficie. Las variaciones de estos parámetros se traducen en heterogeneidades en la configuración de la superficie.

Sin embargo. evaluar esta interrelación y dar ante el estudio de un área concreta, una idea coherente de su comportamiento hidrogeológico. por ejemplo. puede resultar muy complicado.

Uno de los parámetros más influyentes en la configuración de la superficie es la litología. Contar con un mapa litológico resulta indispensable para establecer el esquema de funcionamiento hidrogeológico de la región. Sin embargo. de poco nos valdrá el conocimiento de la litología si no conocemos además otro de los parámetros definitorios de la morfología. como es la estructura. La determinación de zonas de fracturación. pliegues y otras estructuras de menor entidad es de vital importancia para la comprensión de un mapa litológico y. como consecuencia. de su comportamiento hidrogeológico.

Pero este conocimiento aún no es suficiente. Nos queda por considerar el factor climático que es en definitiva el que va a controlar el modelado de la superficie resultante de la acción de los dos anteriores. Los elementos meteorológicos. en efecto. condicionan una morfología en continua evolución. a pesar de que a nuestra escala de tiempo podamos considerar casi invariable.

La morfometría. definida como la medida y el análisis matemático de la configuración de la superficie y de la forma y dimensiones de los rasgos del relieve. nos puede dar una idea de la interacción de los diversos parámetros. Ha sido usada principalmente para facilitar descripciones cuantitativas de .formas características de relieve definidas anteriormente de un modo cualitativo.

Sin embargo. más recientemente. la morfometría se ocupa sobre todo del análisis detallado de unidades morfológicas. y muy en particular de cuencas de drenaje. con objeto de aislar y cuantificar los efectos de la vegetación. el clima o las características geológicas de la región.

Es de destacar la importancia de las cuencas de drenaje como unidades fundamentales a la hora de establecer el funcionamiento hidrogeológico de una región. Sin embargo. no en todos los casos es aconsejable ceñirse a las dimensiones de una cuenca. sino que resulta interesante ampliar los límites y estudiar la evolución de una región en su conjunto.

La morfometría puede enfocarse desde dos puntos de vista. según sea el carácter del estudio: o bien descriptivo. aún siendo desde un punto de vista cuantitativo. o bien de carácter funcional.

El primero de los casos citados. y como ya se ha mencionado anteriormente. corresponde a la evolución relativamente reciente de descripciones cualitativas hacia las cuantitativas. Esto permite el estudio comparativo de resultados. lo que puede conducir a la comprensión de las causas y variaciones en las características propias de cada zona. Sin embargo. las equivalencias pueden resultar difíciles de establecer en unos casos o inútiles en otros. El motivo está en las pocas oportunidades en que se encuentran superficies configuradas por parámetros semejantes e igualmente comparables. Un ejemplo muy característico es el de cuencas geológicamente comparables en las que pequeñas diferencias climáticas provocan variaciones más o menos importantes en algunos de los parámetros morfométricos clásicos. como puede ser la densidad de drenaje (Dd). lo cual puede invalidar casi por completo cualquier tipo de comparación.

Sin embargo. en el estudio hidrogeológico de una cuenca de drenaje determinada. las comparaciones que se establecen no son absolutas sino relativas. En este caso. lo que realmente interesa son las variaciones dentro de nuestros límites de un parámetro morfométrico determinado más bien que la comparación del valor absoluto de dicho parámetro en una cuenca dada con el mismo de otra más o menos semejante.

En el caso de las cuencas de los ríos BUTRÓN, OKA, LEA y ARTIBAI, se ha procedido en los dos sentidos. Por una parte se han hecho descripciones morfométricas para cada cuenca, tales como determinación de altitudes medias. curvas hipsométricas. hipsográficas, etc., y por otra parte se ha procedido a la elaboración de mapas de pendientes, de densidades de drenaje. de obstáculos al drenaje. etc., que permiten deducir la evolución de las cuatro cuencas como parte integrante de una región con una problemática concreta y del esquema, en grandes rasgos. de su funcionamiento desde el punto de vista hidrogeológico.

Esta primera parte contiene las características de forma, análisis lineales y características de relieve de las cuatro cuencas así como su análisis comparativo de resultados que nos permiten obtener algunas conclusiones parciales.

II. CARACTERÍSTICAS DE FORMA.

En el análisis areal de las cuencas hidrográficas están englobados varios índices y parámetros en los cuales intervienen mediciones planimétricas además de mediciones lineales considerando únicamente la forma de la cuenca, sin considerar su relieve. Son muy numerosos los índices que se han definido, algunos de los cuales difieren únicamente en el proceso de cálculo. Así por ejemplo, el Índice de circularidad de la cuenca (C) definido por MILLER en 1953 se diferencia de la Relación de elongación (Re) definida por SCHUM en 1956 es que en el primer caso se considera la relación de la circunferencia, o perímetro de un círculo de la misma área que la de la cuenca, respecto al perímetro de la cuenca considerada, mientras que en el segundo se refleja la relación del diámetro de un círculo de área igual a la cuenca respecto al diámetro mayor de la cuenca considerada. Ambos valores son muy semejantes y reflejan la misma característica de forma de la cuenca estudiada.

Los parámetros que se han determinado de las cuencas de los ríos BUTRÓN, OKA, LEA y ARTIBAI están recogidos en el cuadro 1

  S P E Kc Ca
BUTRÓN 162,0 63,0 36,5 1,38 2,86
OKA 173,96 78,0 20,0 1,65 1,51
LEA 80,0 45,0 22,0 1,40 2,46
ARTIBAI 98,92 48,0 22,5 1,35 2,26
Cuadro 1: Índices de forma

Los parámetros se obtienen directamente a partir de medidas realizadas sobre el mapa: Superficie de la cuenca (S), Perímetro estilizado (P) y el Máximo recorrido entre la periferia y la salida de la cuenca (E).

A partir de estos parámetros se calculan el Índice de compacidad o coeficiente de compacidad de Gravelius (Kc) y el Alargamiento medio de Caquot (Ca). Tales índices pretenden cuantificar la influencia de la forma en su respuesta ante una aportación pluviométrica determinada. El hidrograma resultante será tanto más amplio y el máximo menos definido cuanto más alargada sea la cuenca.

Índice de compacidad (Kc) : indica la circularidad de la cuenca y se calcula como la relación existente entre el perímetro de la cuenca y el de un círculo que tuviera su misma superficie, es decir:

Lc= P/(2√nS) = 0,28 (P/√S)

El valor máximo posible es KC = 1 y correspondería a una cuenca circular; tomaría un valor de Kc = 1,157 en una cuenca semicircular y sería tanto mayor cuanto más alargada sea la cuenca.

Alargamiento medio .de Caquot (Ca): se define como la relación entre el recorrido más largo entre la periferia y la salida de la cuenca (E) y la raíz cuadrada de la superficie (longitud del lado de un cuadrado de área equivalente). es decir:

Ca= E/√S

Este coeficiente tendría un valor de 1 en una cuenca cuadrada, de 1,128 en una cuenca circular y su valor será tanto mayor en las cuencas más alargadas. .

En el cuadro 1 se puede ver que los valores obtenidos corresponden a cuencas moderadamente alargadas, como en el caso de la cuenca del OKA, y cuencas relativamente alargadas como ocurre en el caso del río BUTRÓN .

Hay que destacar el hecho de que el índice de Alargamiento de Caquot resulta más representativo y refleja con más exactitud la forma real de las cuencas.

ANÁLISIS LINEALES.

En el análisis lineal englobamos los índices y relaciones a propósito con los elementos de las cuencas hidrográficas cuyas mediciones se efectúan en relación con su longitud. Este análisis implica la obtención de medidas de acuerdo con criterio preliminarmente establecidos, es decir, previa jerarquización de la red hidrográfica.

La jerarquización de la red de drenaje ha sido objeto de constantes controversias y diversos estudios comparativos, dado el carácter subjetivo de su elección. Las variantes más comunes que han dado lugar a los estudios comparativos son las siguientes:

-utilización de fotografía aérea o bien mapa topográfico.

-elección de escala en mapas topográficos.

-utilización de cursos de aguas perennes o bien perennes más temporales.

Según sea el interés de nuestro análisis y los parámetros que estemos interesados en determinar, las variaciones a las que puede dar lugar la elección de un material u otro pueden ser importantes. Así LEOPOLD, WOLMAN y MILLER (citados por NAUDIN y PRUD'HOMME, 1971) presentan el caso del análisis de una región a dos escalas muy diferentes: 1/6.000 y 1/200.000 en donde se aprecia que los primeros tributarios de la red a escala 1/200.000 se corresponden con los ríos de orden 5 en el mapa a mayor escala.

Por otra parte SCHNEIDER (1961) asegura que cualquiera que sea el método de determinación de la red de drenaje y cualquiera que sea la escala elegida, no modifica en absoluto los valores calculados de la densidad de drenaje (Dd).

Teniendo en cuenta el área de las cuencas estudiadas en este trabajo y el material disponible, se ha optado por la utilización de mapas topográficos de escala 1/50.000 en los que la equidistancia de las curvas de nivel es de 20 m. y considerando que existe un talweg por cada dos crenulaciones consecutivas o más de las curvas de nivel.

Para la jerarquización de la red así obtenida se han seguido los métodos de HORTON (1945), según el cual: «un cauce sin afluente es de orden 1 y todo cauce que tenga un afluente de orden u es de orden U + 1 y conserva este orden en toda su longitud; en la confluencia de dos talweg de igual orden se asigna el orden superior al más largo, orden que pasa a tener en todo su trazado»; y STRAHLER (1952): «el orden 1 corresponde a los cauces elementales, sin afluentes, y allí donde se unen dos talwegs de orden u se origina un segmento de cauce de orden u + 1».

En el método de HORTON la asignación del orden superior al cauce más largo ignora que la importancia de un cauce en la red puede estar controlada por otros factores (caudal, etc.) y además requiere un laborioso trabajo de medición de longitudes.

En el método de STRAHLER, por el contrario, es mucho más simple y no se presta a ambigüedades.

Tras la jerarquización de la red, por cualquiera de los dos métodos, en cuencas de dimensiones como las estudiadas, el número de cauces que se obtiene es siempre muy elevado. Por este motivo, y para la utilización de estas redes en determinaciones como la densidad de drenaje (Dd), densidad hidrográfica (Dr), localización de obstáculos de drenaje, etc., se suelen despreciar los cauces de orden 1, puesto que su inclusión en el análisis lo haría inviable. Es por este motivo por el que el sistema de jerarquización de HORTON es preferido al de STRAHLER a pesar de las evidentes desventajas que presenta. Las fig. 1 y 2 representan las redes de drenaje que resultan por los dos sistemas de jerarquización tras la eliminación de los cauces de orden 1.

Figuras 1 y 2 Jerarquización de la red según Strahler y según Horton

El orden máximo que se alcanza por los dos métodos de jerarquización para los cuatro ríos es 6. En los cuadros 2 y 3 se muestran los cauces que corresponden a cada orden.

Cuadro 2: Jerarquización de STRAHLER

BUTRÓN OKA LEA ARTIBAI
u Nu Rb u Nu Rb u Nu Rb u Nu Rb
1 1199   1 1122   1 716   1 943  
    4,26     3,90     4,52     4,19
2 281   2 283   2 153   2 225  
    4,32     4,71     3,73     5,00
3 65   3 60   3 41   3 45  
    3,82     3,52     5,85     5,00
4 17   4 17   4 7   4 9  
    4,25     3,40     2,33     3,00
5 4   5 5   5 3   5 3  
    4,00     5,00     3,00     3,00
6 1 -------- 6 1 -------- 6 1 -------- 6 1 --------
    4,13     4,11     3,77     4,03

 

Cuadro 3: Jerarquización de HORTON

BUTRÓN OKA LEA ARTIBAI
u Nu Rb u Nu Rb u Nu Rb u Nu Rb
1 914   1 929   1 513   1 729  
    4,25     4,16     4,50     4,04
2 215   2 223   2 114   2 180  
    4,57     5,30     3,15     5,14
3 47   3 42   3 34   3 35  
    3,61     33,50     8,50     5,83
4 13   4 12   4 4   4 6  
    4,33     3,00     2,00     3,00
5 3   5 4   5 2   5 2  
    3,00     4,00     2,00     2,00
6 1 -------- 6 1 -------- 6 1 -------- 6 1 --------
    3,95     3,99     4,07     4,00
 

Relación de Bifurcación (Rb): fue definida por HORTON (1945) como la relación entre el número total de canales de un cierto orden y el número total de los de orden inmediatamente superior. La expresión utilizada para el cálculo se representa como:

Rb =Nu/(Nu+1)

Según HORTON (op. cit.) la Rb es mayor para las áreas abarrancadas, con cuencas de drenaje muy diseccionadas que para las cuencas con áreas montañosas. Con las variaciones propuestas por STRAHLER para la designación de los canales, se verifica que el resultado mínimo que se puede obtener es 2. Según este mismo autor, los valores de esta relación que oscilan entre 3 y 5 son característicos de los sistemas fluviales. Numerosos estudios en sistemas fluviales han demostrado que esta relación tiende a permanecer constante de un orden al siguiente, mostrando pequeñas variaciones de una zona a otra o de un ambiente a otro, excepto donde domina un poderoso control geológico. Igualmente se ha comprobado que la Rb es más alta para los suelos menos permeables y representa valores más bajos para los más permeables.

En los cuadros 2 y 3 están expuestos los valores de la relación de bifurcación (Rb) obtenidos por los dos sistemas y para las cuatro cuencas. Si se consideran los valores medios para cada cuenca, resulta evidente su homogeneidad y que nos encontramos ante un sistema de erosión típicamente fluvial. Sin embargo, no todas las cuencas son igualmente homogéneas. Mientras que en la cuenca del río BUTRÓN, todos los valores son muy próximos a la media, en los del LEA y ARTIBAI hay una dispersión bastante considerable; la cuenca del OKA se puede considerar un caso intermedio.

Estos valores. en realidad, confirman la apreciación de STRAHLER sobre el control geológico en la relación de bifurcación.

En efecto, los ríos LEA y ARTIBAI cruzan una potente formación de calizas urgonianas en las que el desarrollo de cauces de orden 4 es anormalmente escaso en relación a los de orden 3, lo que da unas Rb de 5,8 y 8,5 según la jerarquización de Horton y Strahler respectivamente.

En el caso del río BUTRÓN, discurre por materiales más homogéneos, dentro de su diversidad, que permiten un desarrollo de la red hidrográfica más de acuerdo con las leyes estadísticas establecidas por HORTON .

Estas mismas variaciones son apreciables en las representaciones gráficas de las fig. 3 y 4 que responden a la ley del número de cauces.

 

Figura 3: Ley de número de cauces para la jerarquización de Strahler:

Figura 3: Ley de número de cauces para la jerarquización de Strahler

Figura 4:Ley de número de cauces para la jerarquización de Horton

Ley del número de cauces: fue definida por HORTON (op. cit.) de la siguiente forma: «El número de segmentos de órdenes sucesivamente inferiores de una cuenca dada tiende a formar una progresión geométrica que comienza con el único segmento de orden más elevado y crece según una relación constante de bifurcación».

IV .-CARACTERÍSTICAS DE RELIEVE.

Los resultados obtenidos mediante el análisis lineal y el areal o de forma, se correlacionan y complementan con el altitudinal. La introducción de la tercera dimensión, altura, conduce a definir nuevos parámetros característicos de una cuenca.

Amplitud de relieve: es el más elemental de ellos y puede definirse como la diferencia entre las cotas máxima y mínima de una región considerada.

El cuadro 4 recoge las amplitudes de relieve correspondientes a las cuatro cuencas estudiadas. Consideramos como cota mínima el cero puesto que todos ellos desembocan en el mar.

Cuadro 4: Amplitudes de relieve

  BUTRÓN OKA LEA ARTIBAI
Amplitud de relieve (m) 707,0 785,0 1027,0 1027,0

Son más interesantes, sin embargo, los parámetros. que resultan del análisis hipsométrico en el que se establecen relaciones entre áreas y alturas.

Los principios del análisis hipsométrico fueron definidos por STRAHLER (1952) quien anota que: «el análisis hipsométrico es el estudio de la distribución de un área de relieve, o de determinada área horizontal, en relación con la elevación altitudinal" .

Para este análisis hemos utilizado el mismo mapa hipsométrico que para el análisis lineal, es decir el Mapa Topográfico Nacional a escala 1/50.000 en el que se han retenido las curvas de nivel de 50 en 50 m., con lo que se consigue evitar los problemas interpretativos y de medida que se plantean con intervalos más reducidos.

Los resultados de la planimetración de las superficies comprendidas entre curvas de nivel consecutivas en las cuatro cuencas estudiadas están recogidos en los cuadros de distribución hipsométrica 5, 6, 7 y 8. A partir de los valores de estas tablas podemos representar una serie de gráficas que, por una parte nos permiten calcular parámetros de relieve y por otra, son reflejo del estadio erosivo en que se encuentran las cuencas estudiadas.

 

Cuadro 5 : Cuenca del río BUTRÓN
Cota (m) Área comprendida (Km2) % de sup. total % de cota máx (h/H) x 100 Super. con cota ≥ a la indc.  % de sup. tot. (s/S)x100
0     0,0 162,0 100
50 33,1 20,44 6,6 128,9 75,5
100 48,9 30,19 13,3 80,0 49,3
150 28,6 17,66 20,0 51,4 31,7
200 15,9 9,82 26,6 35,5 21,9
250 14,7 9,08 33,3 20,8 12,8
300 8,5 5,25 40,0 12,3 7,5
350 5,2 3,21 46,6 7,1 4,3
400 3,1 1,91 53,3 4,0 2,4
450 1,6 0,98 60,0 2,4 1,4
500 1,0 0,61 66,6 1,4 0,8
550 0,6 0,37 73,3 0,8 0,4
600 0,5 0,30 80,0 0,3 0,1
650 0,2 0,12 86,6 0,1 0,0
700 0,1 0,06 93,3 0,0 0,0
750 0,0 0,00 100,0 0,0 0,0
TOTAL 162,0 10,00      

 

Cuadro 6 : Cuenca del río OKA
Cota (m) Área comprendida (Km2) % de sup. total % de cota máx (h/H) x 100 Super. con cota ≥ a la indc.  % de sup. tot. (s/S)x100
0     0,0 173,96 100
50 29,2 16,78 6,2 144,8 83,2
100 23,1 13,28 12,5 121,7 69,9
150 22,9 13,17 18,7 98,8 56,7
200 13,2 13,34 25,0 75,6 43,4
250 22,6 12,99 31,2 53,0 30,4
300 19,4 11,15 37,5 33,6 19,3
350 17,0 9,78 43,7 16,6 9,5
400 6,8 3,91 50,0 9,8 5,6
450 4,0 2,29 56,2 5,8 3,3
500 2,7 1,56 62,5 3,1 1,7
550 1,8 1,04 687 1,3 0,7
600 0,7 0,41 750 0,6 0,3
650 0,4 0,22 812 0,2 0,1
700 0,1 0,05 875 0,1 0,0
750 0,05 0,02 937 0,05 0,0
800 0,01 0,00 100,00 0,0 0,0
TOTAL 173,96 100,00      

Cuadro 7: Cuenca del río LEA
Cota (m) Área comprendida (Km2) % de sup. total % de cota máx (h/H) x 100 Super. con cota ≥ a la indc.  % de sup. tot. (s/S)x100
0          
50 2,8 3,5      
100 7,3 9,13      
150 10,3 12,88      
200 11,7 14,63      
250 10,0 12,5      
300 9,0 11,26      
350 7,6 9,5      
400 6,0 7,5      
450 4,5 5,63      
500 3,2 4,0      
550 2,6 3,25      
600 2,2 2,75      
650 1,3 1,62      
700 0,7 0,87      
750 0,2 0,25      
800 0,2 0,25      
850 0,15 0,18      
900 0,15 0,18      
950 0,05 0,06      
1000 0,05 0,06      
1050 0,0 0,0      
TOTAL 80,0 100,00      

Cuadro 8: Cuenca del río ARTIBAI
Cota (m) Área comprendida (Km2) % de sup. total % de cota máx (h/H) x 100 Super. con cota ≥ a la indc.  % de sup. tot. (s/S)x100
0          
50          
100          
150          
200          
250          
300          
350          
400          
450          
500          
550          
600          
650          
700          
750          
800          
850          
900          
950          
1000          
1050          
TOTAL          
           

Histograma de frecuencias altimétricas y Curva hipsométrica: esquematizan los resultados indicados en los cuadros de distribución hipsométrica. Los parámetros que podemos deducir son:

Altura más frecuente: que viene definida por el intervalo correspondiente al mayor porcentaje de la superficie total, y la

Altura media: definida como la correspondiente al percentil 50 de la curva hipsométrica.

Estos resultados están recogidos en las fig. 5, 6, 7 y 8.

Figura 5: cuenca del BUTRÓN

Figura 5: cuenca del Butrón

Figura 6: Cuenca del OKA

Figura 6: cuenca del río Oka

Fig 7: Cuenca del Río LEA

 

 

Fig 7: Cuenca del Río LEA

Fig 8: Cuenca del Río ARTIBAI

 

Fig 8: Cuenca del Río ARTIBAI

 

En la curva hipsográfica tenemos un modelo de la cuenca, obtenida por métodos cuantitativos, que describe el área objetivamente. En efecto, la forma de la curva refleja algunas características morfológicas de la cuenca que; en su defecto, sólo podríamos hacerlo mediante descripciones más o menos acertadas.

La fig. 9 recoge las cuatro curvas hipsográficas en un mismo diagrama. Su observación nos confirma nuevamente un hecho apuntado con anterioridad, y es la diferencia notable que existe entre la cuenca del río BUTRÓN y la de los ríos LEA y ARTIBAI, mientras que la cuenca del río OKA muestra unas características intermedias entre ambas.

Figura 9: Curvas hipsográficas

Figura 9: Curvas hipsográficas

Anteriormente se había aludido a estas diferencias al tratar de la relación de bifurcación (Rb); en aquel caso tales diferencias se achacaban a las diferencias litológicas existentes entre ambas cuencas. Las curvas hipsográficas reflejan también este mismo hecho que se traduce en un grado de disección mucho más acentuado en la cuenca del BUTRÓN que en los otros ríos.

Los mismos datos anteriores pueden utilizarse en forma porcentual representando la altura relativa (h/H) en ordenadas, frente a la superficie relativa acumulada (s/S) en abscisas definiendo de esta forma la:

Curva hipsométrica porcentual: expresa la distribución del volumen rocoso de la cuenca desde la máxima a la mínima cota.

A fin de facilitar la comparación entre cuencas de tamaños y características topográficas diferentes, se evita el empleo de escalas absolutas, aplicando parámetros relativos. Esta comparación de las cuencas estudiadas puede verse en la fig. 10.

Figura 10:: curvas e integrales hipsográficas

Figura 10:: curvas e integrales hipsográficas

Efectivamente, las claras diferencias a las que hemos aludido en las curvas hipsográficas, quedan mejor expresadas en este nuevo sistema de representación .

En todos los casos se trata de perfiles moderadamente maduros si bien las diferencias litológicas y en parte estructurales, condicionan el mayor encajamiento de los valles en las cuencas de los ríos LEA y ARTIBAI, reflejado por la fuerte pendiente de las curvas en la zona de bajas altitudes, mientras que la acusada pendiente en la zona de máximas cotas indica la falta de plataformas elevadas.

El río OKA muestra una evolución semejante a los ríos anteriores desde su altitud media hacia arriba. Sin embargo, el recorrido final hasta la desembocadura es bien distinto. El origen de esta diferencia es de carácter geológico y puede explicarse por la presencia del diapiro de Gernika.

Estos materiales, fácilmente erosionables. han dado lugar a una depresión que ha ido colmatándose progresivamente por aluviones y arenas de playa.

Por último, el río BUTRÓN muestra el perfil de un río sin encajamientos ni rupturas de pendiente apreciables en ningún punto de su recorrido. Hemos apuntado ya que la litología de esta cuenca es más homogénea que en el caso las anteriores y hay que apuntar además que este río discurre paralelamente a la dirección de la estructura dominante de la zona mientras que los otros lo hacen perpendicularmente.

Integral hipsométrica (iH): es un parámetro definido a partir de la curva hipsométrica porcentual. Fue definida por STRAHLER ( 1952) y corresponde al área situada bajo la curva. suponiendo que la superficie total del gráfico corresponde al volumen total de roca antes del comienzo de la erosión, lo que representaría el volumen de roca que permanece sin ser erosionado; del mismo modo, el área sobre la curva, denominada integral erosiva, representa el volumen de roca desmantelado por la erosión.

Los valores calculados para las cuatro cuencas están recogidos en la fig 10.

Aún existen otra serie de parámetros que pueden ser definidos a partir de la curva hipsométrica, que constituyen diversos intentos de expresar objetiva y cuantitativamente las características morfométricas de las cuencas hidrográficas.

FOURNIER (1960) considera que se puede dar una definición más acertada de la altitud media de una cuenca a partir de la curva hipsométrica. Según este autor equivale a:

altitud media = altitud de relieve x iH/100

Considerando que este parámetro no es suficientemente representativo de la cuenca, FOURNIER (op. cit.) define el:

Coeficiente de masividad: como «el cociente de la altura media del relieve de la cuenca por su superficie proyectada».

y por último, para distinguir aquellas cuencas que poseyendo la misma altitud media tienen distintos coeficientes de masividad, o viceversa. define el:

Coeficiente orográfico: cuyo valor se obtiene multiplicando la altitud media por el coeficiente de masividad.

Estos parámetros están representados en el cuadro 9.

Cuadro 9: Parámetros hipsométricos
  área Km2 iH (%) Amplitud de relieve Altura media Coef de masividad Coef. orográfico
BUTRÓN 162,0 17,01 707 120 0,74  88,8
OKA 173,96 23,36 785 183 1,05 192,15
LEA 80,0 25,42 1.027 261 3,26 850,86
ARTIBAI 98,92 26,42 1.027 271 2,73 739,83

Otro de los parámetros más interesantes en el estudio morfométrico de una cuenca, y que es necesario cuantificar, es la pendiente de la cuenca.

Pendiente media de la cuenca: para su cálculo, consideramos como representativo el valor correspondiente a la media ponderada de las pendientes de todas las superficies elementales en las que ésta se pueda considerar constante.

ROCHE (1963) da forma a esta definición mediante la fórmula:

Pm = e(H/S)     Donde:

e = equidistancia de las curvas de nivel

N = longitud total de las curvas de nivel

S = Superficie total de la cuenca

Los datos relativos a las longitudes de las curvas de nivel de las cuatro cuencas están recogidos en el cuadro 10.

Cuadro 10: Longitudes de las curvas de nivel (Km)
  BUTRÓN OKA LEA ARTIBAI
50 111,6 90,5 28,5 23,5
100 145,0 124,5 63,0 57,5
150 116,5 146,0 84,0 87,0
200 97,0 159,5 86,0 109,5
2250 60,5 135,5 66,5 97,0
300 42,1 105,0 61,5 91,5
350 20,7 64,5 53,0 82,0
400 12,0 39,0 41,5 62,0
450 8,0 25,0 29,0 41,5
500 5,5 18,0 22,0 29,5
550 2,9 8,5 16,0 20,5
600 1,1 3,5 11,0 14,5
650 0,3 1,0 8,0 9,0
700 0,05 0,3 3,5 6,0
750   0,1 2,2 3,5
800     2,0 3,0
850     1,3 2,0
900     0,9 1,0
950     0,2 0,2
1000     0,05 0,01
TOTAL 623,25 920,9 580,15 740,71

Aplicando la fórmula anterior a estos datos, obtenemos las pendientes medias que están recogidas en el cuadro 11.

.

Cuadro 11.Pendientes medias
Pm BUTRÓN OKA LEA ARTIBAI
0,192 0,264 0,36 0,37
11,1º 14,5º 19,7º 20,3º

Estos valores reflejan, una vez más, la diferencia que existe entre los ríos LEA y ARTIBAI, muy semejantes entre ellos, respecto al BUTRÓN. EI OKA presenta, nuevamente, características intermedias entre ambos.

V. ANÁLISIS GLOBAL.

El medio del que nos hemos valido para este estudio es el de las representaciones gráficas, en unos casos de parámetros definidos en la primera parte mediante un valor medio para cada una de las cuencas, como es el caso de la pendiente, y en otros casos de parámetros que podríamos haberlos expresado en forma de tablas o, simplemente, de valores absolutos, pero que sin embargo consideramos no suficientemente representativos. Este es el caso de la:

V .1.Densidad de drenaje (Dd): ha sido considerada desde hace mucho tiempo como una de las variables más importantes en el análisis morfométrico de las redes de drenaje. Puede definirse como la relación entre la longitud total de los cauces de una cuenca y el área de esta:

Dd = ΣL/A (siendo el numerador Km y el denominador Km2)

La Dd tiene pues por dimensión la inversa de una longitud. La relación de la Dd con la capacidad de infiltración y la transmisividad de las rocas ha sido puesta de manifiesto numerosas veces y recientemente se han tratado de establecer relaciones numéricas sencillas que permitan cálculos rápidos y aproximativos, fundamentalmente en zonas con carestía de datos más exactos. HORTON(194S) señalaba que la Dd es inversamente proporcional a la capacidad de infiltración, varía en el mismo sentido que la escorrentía superficial y en sentido inverso a la escorrentía subterránea.

Asimismo CARLSTON (1963) constata que cuando la transmisividad disminuye, la escorrentía aumenta, siendo la extensión deja red de drenaje el sistema más eficaz para transportar el agua de superficie. Se puede decir entonces que la Dd varía en el mismo sentido que la lámina de agua de escorrentía.

Las expresiones numéricas que relacionan estos factores, como señala RAMBERT (1973), son del tipo T = K x .Dd-2

Igualmente, se ha tratado de cuantificar la relación Dd y caudal de base de una cuenca hidrográfica (Qb), o bien Dd y caudal total (Qt), llegando a resultados (para cuencas determinadas) como el siguiente:

Qb = 0.66 Dd-2    (CARLSTON,1963)

Qb/Qt = 18Dd-2-2   (OSBORN, 1970)

 

Aunque la mayor o menor extensión de la red de drenaje depende esencialmente de la capacidad de infiltración o de la transmisividad de los terrenos, es decir de su naturaleza, este elemento, no es el único condicionante, por lo que ciertos autores han analizado la importancia relativa de otros factores..

CHORLEY y MORGAN (1962) comparan dos cuencas geológicamente idénticas (rocas cristalinas) atribuyendo las grandes diferencias de drenaje observadas (3,4 y 11,2) a las notables diferencias de precipitación existentes entre las dos regiones.

MAINQUET (1972) atribuye diferencias semejantes a las anteriores a dos factores:

-pendientes de los terrenos

-espesor de la zona de alteración.

Otro factor que puede alterar notablemente el valor obtenido de la Dd, y que en este caso no está ligado genéticamente al desarrollo de la red de drenaje, es el método de evaluación utilizado.

Los términos de la ecuación de la Dd son:

-superficie de la cuenca vertiente. que no supone en principio ningún problema de evaluación.

-longitud de los cursos de agua. Las cuatro posibilidades más frecuentes para la determinación de este término son :

* medidas sobre el terreno

* medidas sobre el mapa topográfico. considerando:

    + cursos de agua en azul:

    -perennes

    -perennes más temporales

    + crenulaciones de las curvas de nivel

* medidas sobre foto aérea, teniendo en cuenta todos los valles bien individualizados.

También en este caso han sido varios los autores que han realizado estudios comparativos.

MORISAWA (1957) considera que son las medidas sobre el terreno los verdaderos valores, pero debido a las dificultades que ello implica, opta por utilizar la Dd obtenida a través de los mapas topográficos preferentemente a los calculados mediante los cursos de agua en azul.

DIXON y MASSEY (1957) obtienen coeficientes de correlación que permiten correlacionar valores de Dd, obtenidos por distintos métodos, del tipo:

0,13 para el método de cursos en azul

0,26 para el método de curvas hipsométricas.

TRAINER (1969) compara igualmente los tres métodos a partir de 23 cursos de agua. Piensa que el método de las líneas azules, a pesar de dar valores inferiores a todos los anteriores, proporciona resultados suficientemente precisos. El método de las isohipsas sería, por el contrario, el más exacto.

SCHENEIDER (1961) partiendo de los mismos datos muestra que. ni la escala de los mapas elegidos. ni el tamaño de las cuencas vertientes;. afecta al valor de la Dd cualquiera que sea el método de evaluación utilizado.

De todo lo expuesto anteriormente se puede concluir que, a pesar del gran interés que ofrece el cálculo de la Dd, la obtención de un valor absoluto no es prácticamente representativo, puesto que un mismo valor de la Dd puede corresponder, según la región estudiada, a cuencas totalmente diferentes. A pesar de ello STRAHLER (1957, 1960) en función del valor de la densidad de drenaje clasifica la «textura» de las formas topográficas correspondientes en cuatro grupos:

inferior a 3,2  = textura grosera

entre 3,2 y 9,0 = textura media

 entre 9,0 y 100 = textura  fina

superior a 100 = textura  ultrafina

Como ya se ha indicado anteriormente, hemos preferido la representación gráfica de la variación de este parámetro a lo largo de toda la región estudiada, a la mera obtención de valores absolutos. El motivo de que se haya hecho más de un intento, o seguido más de un método. obedece a la necesidad de buscar algún sustituto al sistema clásico de obtención de la Dd. Para seguir éste, y calcular la Dd de las cuatro cuencas ya citadas más las intercuencas que quedan entre ellas y la línea de costa, sería necesario medir la longitud de aproximadamente 5.000 cauces así como las áreas correspondientes a sus cuencas, lo cual se convierte en un trabajo penoso e impracticable.

El primer intento ha consistido en el cálculo de la Dd de todas las cuencas de orden 3, según la jerarquización de HORTON, representando a continuación dichos valores en el punto medio de cada cuenca,

La fig. 11 muestra la situación de las 253 cuencas de orden 3 (existentes así como el valor de la Dd calculado para cada una de ellas. Los máximos y mínimos obtenidos son 8,57 y 2,35 respectivamente, lo que equivale a texturas groseras y medias o de baja densidad de drenaje, según otra clasificación de mismo autor .

Figura 11: cuencas de orden 3 según HORTON

La utilidad práctica que puede entresacarse de este sistema de trabajo es de diversa índole, como lo demuestran los trabajos de CANUTI y TACCONI (1971) que mediante un sistema semejante separan varias clases de Dd, asociadas a diferentes clases litoestratigráficas, a fin de determinar unidades hidrogeomorfológicas, Concretamente, determinan 5 clases de Dd:

    -clase 0: Dr  <4 Km/Km2 : travertinos

    -clase 1: 4 <Dd <6 : «cavernoso

    -clase 2: 6<Dd <9 : arenas y calizas

    -clase 3: 9 <Dd < 12 : arenas arcillosas

    -clase 4: Dd,:> 12 Km/Km2 : arcillas

Por otra parte definen dos unidades de permeabilidad diferentes: de fisura y de intersticios; y por asociación con la Dd. definen 9 unidades hidrogeomorfológicas.

TRAINER (1969). Este autor se sirve de los valores de caudal de base (Qb) obtenidos a partir de la Dd, para cartografiar la escorrentía subterránea, clasificando los caudales en cuatro grupos.

En nuestro primer intento, nos hemos limitado a una cartografía de isovalores con el fin de observar las variaciones de la Dd a lo largo de la región estudiada.

Para ello, se ha visto la necesidad de agrupar de alguna forma los distintos valores de Dd que se obtienen en las 253 cuencas de orden 3. En la fig. 12 se indica el sistema de elección de los 9 grupos de cartografía en función dé las variaciones de frecuencia de la Dd.

 Figura 12: Densidades de drenaje en las cuencas de orden 3

 Figura 12: Densidades de drenaje en las cuencas de orden 3

Si bien es cierto que a partir de la cartografía resultante (Fig. 13) no se pueden establecer unidades de ningún tipo, puesto que hay zonas de igual Dd que corresponden a materiales totalmente diferentes, como es el caso de los rellenos cuaternarios y las zonas karstificadas de las calizas urgonianas, se puede concluir claramente el distinto comportamiento hidrogeológico de unas zonas respecto a otras. A los dos tipos de materiales mencionados corresponden las menores Dd, mientras que los materiales detríticos o flyschoides del supraurgoniano y cretácico superior muestran Dd más altas.

Figura 13: Mapa de densidades de drenaje (Dd)

El mayor inconveniente de este método de trabajo es el provocado por el sistema de muestreo. Aunque se han realizado 253 medidas repartidas en un área de aproximadamente 700 Km2, para limitar las variaciones y, como consecuencia. definir con certeza las posibles unidades de comportamiento hidrogeol6gico serían quizá necesario un número aún más elevado.

El problema del muestreo se presenta siempre que se trata de llevar a cabo un estudio de esta naturaleza o semejante. CARSLTON y LANGBEIN (1960) demostraron el interés del uso de cuadrados para hacer medidas estimativas de la Dd. El procedimiento consiste en trazar líneas de longitud predeterminada, aleatoriamente orientadas, delimitando áreas conocidas. Una vez definida la retícula sobre la zona a muestrear, se abre un amplio abanico de posibilidades en cuanto al parámetro a determinar. GARDINER (1971) registró las siguientes informaciones sobre cada cuadrícula: número de confluencias, número de nacimientos, número de intersecciones de canales con las líneas laterales del cuadrado, número de intersecciones de los canales con las diagonales del cuadrado y número total de segmento de cursos de agua. De entre tales parámetros, GARDINER observó que el mejor elemento previsor de la Dd es el número de confluencias.

KIN WOO-GWAN (1978) considera que el sistema de la cuadrícula adolece de algunos defectos como es el de la superposición de los lados del cuadrado con cauces presentes en el mapa topográfico, o en fotografía aérea, según sea el caso. Su método consiste en inscribir los cuadrados de la retícula en círculos de manera que se incluyan todos los cauces, aún con la inclusión de algunos de ellos en dos círculos contiguos.

El segundo paso en nuestro estudio sobre la región citada, consistió en aplicar este último método, inclinándonos por determinar el número de cauces incluidos en cada círculo asignando dicho valor al centro del cuadrado. La fig. 14 ilustra el método seguido.

 

Figura 14: Cálculo del nº de cauces

Figura 14: Cálculo del nº de cauces

V .2.-Densidad de ríos: si consideramos como unitaria el área de los cuadrados. la relación del número de segmentos por unidad de área define la densidad de ríos.

Este nuevo parámetro tratado igual que el anterior define de una manera más exacta el distinto comportamiento de los materiales desde un punto de vista hidrogeológico y es de gran ayuda cuando se trata de establecer unidades hidrogeomorfológicas.

La figura 5 representa el número de cauces por cuadrado y su situación en el mapa general. Comparando esta figura con la figura 11 resulta evidente que este método es más representativo, entre otros motivos porque en este caso hay 482 medidas por 253 en el anterior así como por su objetividad al no tener que trazar divisorias de cuencas ni hacer mediciones de longitudes de cauces, en lo que existe siempre un cierto margen de error, máxime a esta escala.

La conversión de los valores representados en la fig. 15 en unidades para cartografía de isovalores se ha hecho, al igual que en el caso anterior, por medio de una distribución estadística muy elemental tal como se indica en la fig. 16.

Figura 15: Número de cauces por unidades de área

 

Fig.16.. Distribución del número de cauces por unidad de área

Fig.16.. Distribución del número de cauces por unidad de área

La cartografía de isovalores que resulta (figura 17) delimita algunas formaciones geológicas con una fidelidad realmente importante, a pesar de que igual que en el caso anterior, aparecen con el mismo valor de la Dd formaciones totalmente distintas. Sin embargo, este hecho no invalida en absoluto la utilidad del método.

Figura 17: Mapa de densidades de ríos

El camino lógico a seguir después de un ensayo de este tipo, sería su comparación con un mapa geológico para establecer equivalencias o al menos tomar alguna referencia.

Como ya se ha mencionado, la similitud de contornos de algunas formaciones geológicas con las indicadas por el mapa de isovalores de la fig. 17 es notable. En otros casos, por el contrario, litologías y materiales de edades muy diversas quedan englobados en zonas de Dr semejantes.

Aún con ciertas limitaciones, en el mapa obtenido de densidades de ríos se pueden diferenciar claramente una serie de zonas. Aunque en la confección del mapa (fig. 17) se han utilizado hasta 12 unidades diferentes, resulta menos inexacto distinguir únicamente tres «tipos de comportamiento»:

-zonas con baja densidad de ríos

 -zonas con alta densidad de ríos

-zonas intermedias

Al primer tipo pertenecen aquellos materiales con alta permeabilidad y alta trasmisividad. Las formaciones que se encuentran en esas zonas son los rellenos cuaternarios de Mungia y Gernika, los depósitos arenosos de Gorliz y las grandes formaciones de calizas urgonianas, principalmente en sus zonas karstiticadas .

Las zonas de alta densidad de ríos están ocupadas por materiales claramente más impermeables y cuya respuesta a la necesidad de evacuar agua de escorrentía es mediante el desarrollo de una red de drenaje más compleja y como consecuencia más densa. Entre ellas destacan las margas y materiales tlyschoides del complejo urgoniano. por parte del supraurgoniano y zonas del cretácico superior .

Las variaciones litológicas, fundamentalmente por cambios laterales de facies, son muy frecuentes en las formaciones mencionadas. Así nos podemos encontrar materiales detríticos relativamente groseros en el cretácico superior que pasan lateralmente a materiales más margosos, por lo general más impermeables. Se dan situaciones semejantes en el supraurgoniano y en los del urgoniano. excepto las ya mencionadas calizas.

Este hecho explica, a su vez, las importantes variaciones que aparecen reflejadas en el mapa de isovalores de Dr .

Las zonas de densidades intermedias están lógicamente ocupadas por materiales de características de permeabilidad y transmisividad intermedias. Corresponden en la mayoría de las zonas a materiales detríticos groseros bien del supraurgoniano o bien del terciario.

En ensayos de cartografía de esta naturaleza, normalmente se recurre a algún otro parámetro auxiliar para la definición de unidades geo o hidrogeomorfológicas, Como ya se ha repetido en otras ocasiones, un mismo valor de la Dd o Dr pueden corresponder a unidades de litología diferente, CHRISTOFOLETTI et.al. (1980) en su estudio: «El uso de la densidad de ríos como elemento para caracterizar las formaciones superficiales» se ayuda de parámetros como la textura topográfica (definida por SMITH, 1950).

RAMBERT (1973) se vale de las relaciones Dd -unidades geológicas variaciones de pendiente. para la determinación de unidades hidrogeomofológicas y su posterior cartografía.

En nuestro caso, se ha hecho un nuevo intento de delimitar o concretar en lo posible los resultados obtenidos hasta el momento.

V .3.Maya de pendientes: hemos considerado que podría sernos útil para tal propósito. La determinación de la pendiente media de una superficie determinada. como puede ser una cuenca, ya se ha presentado anteriormente aunque no puede utilizarse con esta finalidad. Es el valor de la pendiente en cada punto lo que nos permitirá cumplir nuestro objetivo.

Sin embargo esto es inviable y, como en los casos anteriores, debemos recurrir a algún método de muestreo. Entre los diversos sistemas que existen, hemos optado por el de TERADA (1929) que consiste en una cuadriculación del área (semejante a la utilizada en el muestreo de la Dr, fig. 14) a partir de la cual trazamos círculos de un determinado diámetro, en los vértices de dichos cuadrados. La pendiente se obtiene mediante la siguiente fórmula:

tg X = (e x N)/d     -donde :

    e = equidistancia de las curvas de nivel

    N = número de curvas de nivel que atraviesan el círculo

    d = diámetro del círculo, en distancia real

    La fig. 18 ilustra el método de cálculo.

Figura 18: cálculo del número de curvas de nivel

Figura 18: cálculo del número de curvas de nivel

Hemos utilizado el cuadriculado anterior sobre una base topográfica a escala 1/100.000 y con una equidistancia de 50 m. en las curvas de nivel. El diámetro de los círculos es de 6 mm. con lo cual obtenemos la siguiente tabla de conversión de pendientes, en función del número de curvas de nivel que las atraviesan (cuadro 12).

tgX = (50xN)/600 = N/12

Cuadro 12: Tabla de conversión de pendientes
N 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
tgX 1/12 2/12 3/12 4/12 5/12 6/12 7/12 8/12 9/12 10/12 11/12 1
4,76 9,46 14,03 18,43 22,61 26,56 30,25 33,69 36,86 39,80 42,51 45

Llevado a la práctica este método, obtenemos los valores de la fig. 19. Teniendo en cuenta que la dispersión de valores es pequeña (0 a 7) no se ha considerado la necesidad de reagruparlos, pasando directamente a la cartografía de isovalores (fig. 20).

Figura 19: Número de curvas de nivel

Figura 20: Mapa de pendientes

De la comparación de las figuras 17 y 20 se pueden sacar una serie de conclusiones interesantes. En primer lugar, tenemos ya un argumento para diferenciar dos zonas que en el mapa de Dr presentaban la misma intensidad: el cuaternario de Gernika y las calizas urgonianas son ahora perfectamente diferenciables mediante el mapa de pendientes. Asimismo, la conjunción de ambos mapas nos permite definir con más exactitud otras unidades como son el cuaternario de Mungia, Górliz, la formación detrítica de Sollube, los materiales terciarios, etc.

Además del mencionado, este mapa tiene otro interés, y es en lo que respecta a la evolución morfológica de la zona, Una simple observación deja entrever diferencias notables, fundamentalmente a ambos lados del meridiano de Gernika.

Tanto en el análisis lineal, en el apartado de relación de bifurcación (Rb), como en el análisis hipsométrico de las cuatro cuencas principales, se nos ha puesto de manifiesto esta misma diferencia.

HAZERA (1968) en su estudio geomorfológico de la región de Bilbao y su antepaís mantiene la teoría de que al norte y al sur de la ría de Bilbao ha sido diferente. Según este autor existe una antigua superficie de erosión que se conserva, a débil altitud, en la zona norte en contraposición con el sur, de forma que la notable diferencia de formas existentes a un lado y otro constituyen una prueba de su evolución independiente, lo que invoca una verdadera compartimentación tectónica. Esta aseveración está apoyada en el estudio previo de RAT (1958). Este autor observó un contacto tectónico entre el cretácico superior y el terciario en el flanco sur del sinclinal de Oiz, que puede ser prolongable hasta la bahía del Abra, de forma que se produce un levantamiento progresivo de la región meridional, en relación á la banda litoral, a medida que nos desplazamos hacia el oeste.

Una tectónica semejante implicaría un rejuvenecimiento de las formas erosivas en las zonas levantadas, pudiéndose conservar en mayor o menor grado las superficies previas menos afectadas. Otro accidente, si no de la misma naturaleza, con importantes repercusiones en la evolución morfológica, es la elevación diapírica de Gernika. Efectivamente, a ambos lados del meridiano mencionado nos encontramos con diferencias semejantes a las descritas respecto al accidente de la ría de Bilbao. Por otra parte, «la elevación según el meridiano de Gernika ha tenido por efecto una desviación general de los cursos de agua hacia el oeste" (HAZERA, op. cit.).

Aunque no es tarea fácil, pueden resultar presumibles los efectos de estructuras más o menos conocidas como es el caso del diapiro de Gernika. Sin embargo, no cabe duda de que las estructuras internas afectan de forma importante a la evolución morfológica de la superficie, y éstas no son a menudo fáciles de poner en evidencia. Hay varios métodos de trabajo que pueden ser orientativos a este respecto.

V. 4.Repartición de longitudes de valles de un determinado orden: fueron GVIN (1965) y otros autores rusos los primeros en desarrollar este método.

Dichos autores piensan que la longitud de algunos valles podría corresponder a un control tectónico, más concretamente, a las repercusiones de movimientos recientes sobre cuerpos geológicos antiguos. El método de trabajo consiste en medir la longitud de los cauces de un determinado orden, asignando dicho valor al punto medio del cauce.

En nuestro caso, hemos considerado que el orden más apropiado es el 3, según la clasificación de HORTON. puesto que su número es suficientemente representativo (253) y ya lo hemos utilizado en otros métodos de trabajo. En la fig. 21 están representados, en su punto medio, los valores en kilómetros de los cauces de orden 3.

Figura 21:Longitud de cauces de orden 3 según HORTON

Para la cartografía de isovalores, se ha elegido la distribución de la fig. 22. El criterio que se ha seguido para ello ha sido utilizar únicamente los máximos y los mínimos, eliminando la mayoría que se supone corresponde a las zonas que no manifiestan una influencia clara de este tipo de estructuras.

Figura 22: longitud de cauces orden 3

Figura 22: longitud de cauces orden 3

Las líneas isovalores que resultan, dibujan superficies sin realidad física, pero cuyas líneas directrices resultan ser paralelas a las estructurales. A las anomalías de grandes longitudes de valles parecen corresponder sinclinales profundas (zonas de distensión) mientras que a las débiles longitudes corresponderían anticlinales (zonas de compresión).

Los autores que han puesto en práctica este método han comprobado asimismo que el reflejo de las estructuras profundas no se manifiesta en la vertical de las mismas sino, a menudo, desplazadas a un lado u otro, probablemente en función de la vergencia de dichas estructuras.

La fig. 23 es el resultado que hemos obtenido siguiendo esta técnica. Destacan claramente las zonas compresivas, dibujando direcciones muy definidas de posibles anticlinales. Alguno de ellos, como el de Nabarniz, es reconocible en superficie, y ha sido citado en los trabajos de RAT (1958), Mapa Geológico de España (IGME, 1973), etc. Es de destacar su nitidez y lo claramente que se ajusta a 10 que se observa en superficie.

Figura 23: Mapa de longitudes de valle

Otro hecho destacable es la presencia de los anticlinales que flanquean el meridiano de Gernika. El levantamiento que culminó con la apertura del diapiro de Gernika, parece que se prolonga en profundidad hacia el sur. Por otra parte. confirma la opinión de HAZERA (1968) según el cual la desviación de los cursos de agua pudo tener su origen en un levantamiento de este tipo.

Aunque el origen de los meandros en los ríos no goza de una opinión unánime, sí se ha podido comprobar que en determinados casos son debidos a la presencia de estructuras de este tipo más o menos profundas. Resulta interesante comprobar que las zonas de meandros más llamativos de la zona estudiada coinciden con anticlinales deducidos mediante el mapa de longitudes de valles. Efectivamente, los meandros del río Golako se sitúan justamente sobre el anticlinal de dirección norte-sur que flanquea el meridiano de Gernika. Por otra parte, aparece un claro anticlinal en el punto donde el río Artibai describe sus acusados meandros. y por último, tenemos una situación semejante en las proximidades de Gatika, donde el río Butrón describe meandros tan importantes como los de los otros ríos mencionados.

Aún hay otros anticlinales que pueden estar relacionados a estructuras reconocidas en superficie. Nos referimos a los situados en las proximidades de los diapiros de Larrauri y al pequeño asomo de materiales triásicos de las proximidades de Elantxobe .

Sin embargo, en el caso de los sinclinales debemos admitir que sus directrices no son muy claras ni nos facilitan demasiado su posible interpretación.

El último método de trabajo que hemos llevado a la práctica en nuestro intento de conocer un poco mejor la historia geológica que ha afectado a esta región es de la determinación de la magnitud de la red hidrográfica.

V.5. Mapa de obstáculos al drenaje: se extrae de la determinación anterior. Han sido los autores NAUDlN y PRUD'HOMME (1973) los que han desarrollado el método, consistente en representar cartográficamente la repartición de segmentos de cauce de igual magnitud, tratando de relacionar posteriormente la frecuencia de las confluencias con fenómenos geológicos.

El mecanismo consiste en unir, a partir de un origen (por ejemplo la desembocadura de las distintas cuencas) y mediante un trazo continuo las diferentes confluencias y surgencias, de tal forma que entre dos curvas sucesivas no haya más que segmentos de cauce con exclusión de cualquier otro elemento. La fig. 24 ilustra la metodología para la confección de este mapa.

Figura 24:Cálculo de la magnitud de una red

Figura 24:Cálculo de la magnitud de una red

Los obstáculos al drenaje vienen definidos por la acumulación anómala de curvas de magnitud. En la fig. 25 están representados los que se han deducido por este sistema.

Figura 25: Mapa de obstáculos al drenaje

 

La interpretación geológica de estos obstáculos no sigue ninguna metodología concreta, ya que su origen no es único sino que resulta de la combinación de numerosos factores. Es el conocimiento de estos últimos lo que nos puede llevar a explicar el origen de cada anomalía.

A pesar de esto se puede decir que, en líneas generales, coinciden con discontinuidades litológicas importantes; es decir la presencia de niveles o bancos más o menos competentes, grandes estructuras de plegamientos o de fracturas, etc. Así, comprobamos que algunos grupos de obstáculos aparecen allí donde encontrábamos zonas de grandes pliegues en el mapa de longitudes de valle. En otros casos, limitan dichas estructuras o, aparentemente, las cortan.

La presencia de fracturas importantes se revela en este mapa de dos formas totalmente opuestas: en unos casos, y como ya hemos comentado, se localizan allí donde está el obstáculo, mientras que en otros casos ocurre justamente al revés. Es decir, es en la ruptura de algunos obstáculos donde se localiza la zona de fractura.

En la fig. 26 se han representado los asomos diapíricos que se conocen en la zona, la ubicación de los obstáculos al drenaje más importantes y, por último, la situación de las zonas compresivas y distensivas deducidas del mapa de longitudes de valle. Del estudio comparativo de estos tres elementos se puede deducir la existencia de ciertas direcciones particulares.

Figura 26: Asomos diapíricos

Figura 26: Asomos diapíricos

Una de éstas es la que une las localidades de Sopelana. Mungia, Gernika. Aulestia y Urberuaga. Jalona una serie de puntos particulares. todos ellos con alguna característica especial: en Sopelana hay un asomo diapírico, entre este punto y Mungia corta claramente cinco obstáculos al drenaje consecutivos. limita los diapiros de Larrauri y Gernika. condiciona también probablemente los afloramientos de rocas volcánicas de la zona de Fruniz; más hacia el oeste hay otro asomo triásico muy próximo, el de Santa Eufemia, y la conocida surgencia de aguas termales de Urberuaga.

Siguiendo esta misma dirección y ya fuera de la zona estudiada, nos encontramos con más surgencias de aguas termales, como es el caso de Cestona.

Hay además otros efectos relacionados con el accidente que suponemos ocupa la dirección marcada. Son la inflexión que se produce en los anticlinales próximos a Aulestia y Urberuaga, y el cambio brusco en las direcciones NNE-SSW. dominantes en la zona, que pasan a NNW-SSE, como lo son el eje del diapiro de Gernika y el que une los de Bakio y Larrauri.

Las direcciones de fractura y plegamiento NNE-SSW y NW-SE son las que encontramos habitualmente en la región, y han sido puestas de manifiesto, entre otros, por ANTIGÜEDAD (1982) por métodos semejantes a los descritos en la presente memoria. En su estudio de la cuenca Nervión-Ibaizábal encuentra que las direcciones NW-SE condicionan la estructura, definen las directrices de plegamiento principales y limitan los afloramientos de rocas volcánicas, mientras que las de dirección NNE-SSW cortan dichas estructuras definiendo los afloramientos de materiales triásicos y provocando, entre otros efectos, capturas en los cursos de los ríos principales.

En la fig. 27 se han representado estas direcciones y su inflexión a partir del accidente que, aunque no está totalmente confirmado, suponemos puede ser la continuación de la importante falla de Leiza. Se ha indicado también la posición de la falla supuesta por RAT (op. cit.) y que condiciona la desembocadura del Nervión configurando la bahía del Abra. También están indicados los principales cursos de agua y los asomos diapíricos.

Figura 27: Representación de direcciones

Figura 27: Representación de direcciones

II. CONCLUSIONES.

La determinación de los parámetros de forma, longitudinales y de relieve más usuales de las cuatro cuencas principales, y el consiguiente análisis comparativo de resultados, llevado a cabo en la primera parte de este estudio, nos permitió extraer unas primeras conclusiones que se han tratado de concretar a lo largo del presente trabajo. Para ello se han definido nuevos parámetros y se han ensayado varias técnicas, algunas de las cuales han demostrado ser muy válidas para este propósito.

A lo largo de todo el estudio se ha puesto de manifiesto una diferencia neta entre la cuenca del río Butrón y las otras tres que comprenden la región estudiada. En los diferentes capítulos hemos supuesto que era debida bien a diferencias litológicas o bien a su carácter ortoclinal en contraposición al cataclinal de los otros tres, y por último hemos analizado la posibilidad sugerida por HAZERA de una historia evolutiva diferente.

La zona que, según este autor, conserva (estos de una antigua «superficie» comprende justamente desde la margen derecha del río Nervión hasta el Butrón, quedando limitada hacia el este por el meridiano de Gernika.

Este tipo de compartimentación y de juego en «teclas de piano» puede ser explicado perfectamente mediante el esquema deducido del mapa de obstáculos al drenaje y el de longitudes de valle, así como de otras observaciones de índole geológica y geomorfológica.

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