Càlcul del volum de material mobilitzat, mitjançant dades lidar, pel corrent d’arrossegalls de juny de 2013 en el barranc de l’Aubeta

Durant l’episodi catastròfic de pluges dels dies 17 i 18 de juny de 2013 es va produir un important corrent d’arrossegalls en el barranc de l’Aubeta (Vall d’Aran). Mitjançant l’ús d’ortofotos i models digitals del terreny que l’ICGC realitza i publica periòdicament, i de treball de reconeixement sobre el terreny, s’ha realitzat la cartografia del corrent d’arrossegalls i s’ha calculat el seu balanç sedimentari. L’anàlisi del balanç mostra com dels 104 100 m³ de material mobilitzat pel corrent d’arrossegalls, 71 100 m³ van dipositar-se en el barranc i en el seu con de dejecció. Aquest fet implica que 33 000 m³ van incorporar-se en el riu Valarties.

1. Introducció

A Catalunya, els fluxos torrencials són processos freqüents que es produeixen de manera important en dues àrees: en els Pirineus i Prepirineus, i en les serralades Litoral i Prelitoral. Es té coneixement que en el passat s’han produït episodis importants de pluges amb conseqüències catastròfiques. Durant el segle 20, el més importants, segons les seves afectacions, es van donar en 1907, 1937 i 1982, amb importants inundacions, aterraments i destrucció d’infraestructures i edificacions (Balasch et al., 2008). Més recentment, a l’inici de present segle, també s’han produït intenses pluges amb fenòmens torrencials. Destaquem els de juny de 2000 a la Muntanya de Montserrat (Marquès, 2000), el d’agost de 2008 en el riu Runer en la frontera catalano-andorrana (Hürlimann et al., 2011) i els que s’han produït a la conca de Portainé entre 2006 i 2015 (Pinyol et al., 2017).

Els dies 17 i 18 de juny de 2013, una important precipitació en els Pirineus centrals va causar una excepcional riuada a les conques de la Garona i la Noguera Pallaresa (Oller et al., 2013). Aquesta crescuda va produir modificacions geomorfològiques severes dels cursos hídrics amb importants danys a infraestructures i habitatges (Figura 1). Les pèrdues econòmiques s’han estimat en 19,6 milions d’euros segons el Consorcio de Compensación de Seguros i en uns 100 milions segons la premsa (CCMA, 2014). La riuada de la Garona va tenir el seu origen en la coincidència de dos fenòmens excepcionals, unes importants pluges (124,7 mm en total, 101,2 mm van precipitar el 18 de juny) juntament a un considerable desglaç degut a un extraordinari gruix de neu. El dia 17 de juny el cabal de la Garona ja era molt alt degut al desglaç (125 m³/s) i va augmentar ràpidament fins als 280 m³/s de cabal pic a Bossòst, el valor més alt des de 1937 (Pineda et al., 2013).

Figura 1. Efectes de la riuada de la Garona. A l’esquerra, soscavació de la carretera C-28 a Gessa. A la dreta, danys en un habitatge a Arties.

Durant l’episodi es van produir més de 270 moviments de vessant a la Vall d’Aran, on el fenomen més abundant van ser els fluxos de terra, amb el 85% del total (Figura 2). No obstant això, el moviment més significatiu va ser el corrent d’arrossegalls del barranc de l’Aubeta (Figura 3), tant per les seves dimensions com pels seus efectes en el medi i l’accés al Parc Nacional d’Aigüestortes i Estany de Sant Maurici. En aquest article presentem el càlcul del volum del material mobilitzat pel corrent d’arrossegalls mitjançant la comparació de Models Digitals del Terreny (MDT) obtinguts a partir de dades LiDAR.

Figura 2. Inventari dels moviments de vessant desencadenats per l’episodi de pluges de juny de 2013.

Figura 3. Fotografia del corrent d’arrossegalls de l’Aubeta el dia 20 de juny de 2013.

2. Zona d’estudi

El barranc de l’Aubeta (ETRS89: 42.6587 N/ 0.8585 E) se situa en els Pirineus centrals, a l’exterior del límit nord del Parc Nacional d’Aigüestortes i Estany de Sant Maurici (Vall d’Aran). La conca hidrològica del barranc té una àrea de 2,08 km² i un rang d’altituds que va dels 1375 m fins els 2503,7 m. s.n.m. (Pic de Pujoalbo). La conca drena cap l’est desembocant en el riu Valarties. La relació de Melton és de 0,50 i la relació de relleu de 1,05. Segons aquests valors, obtinguts a partir de paràmetres morfomètrics, la conca es susceptible a generar fluxos hiperconcentrats (Wilford et al. 2004).

3. Cartografia geomorfològica

La cartografia del corrent d’arrossegalls (Figura 4) es va realitzar a partir de la inspecció amb helicòpter el dia 20 de juny de 2013, de les ortofotos de l’ICGC, especialment la sèrie de juliol de 2013, i de les observacions de camp de 2016.

Figura 4. Ortofotos d’abans i de després del corrent d’arrossegalls. A la imatge superior, l’ortofoto de 2011 mostra la zona d’aparcament en el con de dejecció. A la imatge inferior, l’àrea afectada pel corrent d’arrossegalls (en vermell) a l’ortofoto de 2013.

Geològicament, el barranc de l’Aubeta es localitza en la zona axial dels Pirineus, i forma part d’una estructura encavalcant Herciniana WNW-ESE (Figura 5). El substrat rocós està constituït per materials paleozoics: gresos del Cambroordovicià, lutites i pissarres negres del Silurià i calcàries de Devonià i del Carbonífer. Segons la classificació geomecànica GSI, les metapelites i les pissarres negres presenten valors entre 20 i 25. El substrat està cobert, en gran part, per dipòsits glacials quaternaris.

Figura 5. Mapa geològic de la conca del barranc de l’Aubeta a partir de la Base geològica 1:50.000 de l’ICGC.

En funció de l’erosió en el canal, s’ha identificat l’inici del corrent d’arrossegalls a la cota 2080 m. s.n.m. No obstant això, s’ha identificat una cicatriu d’esllavissada (Figura 6A) en un lateral del torrent de 5.250 m² a la cota 1907 m. s.n.m. que va incorporar una gran quantitat de sediments al flux. Aquesta esllavissada es va produir en les lutites i pissarres negres del Silurià. El corrent d’arrossegalls va recórrer 1.960 metres fins el riu Valarties, erosionant considerablement la llera i els marges del barranc (Figura 6B i 6C) i sedimentant en zones elevades, aigües amunt del dic de retenció de la cota 1539 m. s.n.m. i en el con de dejecció (Figura 6B i 6D). A partir de totes aquestes observacions, s’ha realitzat la cartografia de l’àrea afectada per corrent d’arrossegalls que s’ha utilitzat com l’àrea d’anàlisis per la comparació de MDTs.

Figura 6. Imatges del corrent d’arrossegalls. A) Esllavissada lateral a la cota 1907 m. s.n.m. B) Erosió en el barranc i levée a la cota 1700 m. s.n.m. C). Erosió en materials glacials a la cota 1800 m. s.n.m. D) Fotografia obliqua del con de dejecció.

4. Dades i metodologia

L’estudi es va realitzar a partir de fotografies aèries i models digitals del terreny d’abans i de després del corrent d’arrossegalls. Per la cartografia geomorfològica, 3 conjunts d’ortofotos es van utilitzar: 2011, 2013 (un mes després de l’esdeveniment) i 2015. Per l’anàlisi quantitatiu, es va realitzar la comparació espaciotemporal de MDTs obtinguts a partir de dades LiDAR adquirides en 2011 i 2016.

Les dades LiDAR es van captar mitjançant el sensor topogràfic LiDAR Leica ALS50-II instal·lat en l’avió Cessna Caravan 208B. A les dades obtingudes s’hi realitza un control de qualitat de les dades, distribuint el núvol de punts en blocs de treball i es comprova la densitat de punts i la completesa. La densitat mitjana de punts per bloc és de 1,928 pt/m² per 2011 i 1,577 pt/m² per 2016. Pel que fa a l’orientació, les coordenades tridimensionals (X, Y, H) dels punts làser s’han obtingut a partir del càlcul de la trajectòria de l’avió i s’han determinat en el sistema de referència ETRS89. L’altimetria dels punts precisa d’un ajust mitjançant les zones de solapament i la comparació del núvol de punts amb punts de control ubicats en el terreny mesurats directament amb tecnologia GPS. Aquest ajust és necessari per compensar els errors sistemàtics de l’altitud. Les altituds estan referides al geoide EGM08D595. Per al filtrat, s’ha utilitzat el mòdul TerraScan del programari TerraSolid. Inicialment s’ha realitzat una classificació automàtica a partir d’algoritmes matemàtics que determinen si un punt pertany a la superfície del terreny o no. Posteriorment s’ha realitzat l’edició manual exhaustiva per un operador expert.

Per a realitzar l’anàlisi comparativa entre les dades de 2011 i 2016 s’han obtingut dos MDT a partir dels punts classificats com a terreny. Aquests models s’han obtingut mitjançant el mètode d’interpolació de triangulació lineal, establint una mida de cel·la de 2 x 2 m. Posteriorment, a partir de la resta entre els dos MDT s’ha realitzat un model de diferències, que permet detectar les zones d’erosió i acumulació. El càlcul del volum de material erosionat i acumulat s’ha realitzat amb l’eina “Cut Fill” d’ArcGIS, que consisteix en una operació de tall i ompliment amb el càlcul de la diferència d’elevació de la superfície dels MDT per a cada cel la. Amb aquests resultats s’ha calculat el balanç sedimentari entre les zones amb pèrdua de material (erosió) i amb augment de material (acumulació).

La precisió altimètrica dels MDTs s’estima generalment entre 15 i 50 cm depenent del pendent del terreny. Tanmateix, en zones d’alta muntanya, amb pendents molt forts, la precisió pot ser considerablement menor. Per aquest motiu, en una zona propera de la conca sense canvis topogràfics pel període 2011-2016, s’ha determinat el RMSE de la diferència dels MDTs en funció del pendent (Taula 1).

Taula 1. Valors de RMSE en funció del pendent del model de diferències entre els MDTs de 2011 i 2016 en una zona sense canvis topogràfics

Per obtenir l’error en el càlcul volumètric, a cada cel·la de la zona afectada pel corrent d’arrossegalls se li dona el corresponent valor de RMSE en funció del pendent, obtenint un error mitjà en l’àrea afectada pel flux de 0,20 metres.

4. Resultat del càlcul volumètric

A partir de la comparació de MDT s’han identificat acumulacions de sediments de fins 8,6 metres de gruix i erosions de fins 14,7 metres (Figura 7). Les màximes acumulacions s’han donat en el con de dejecció en l’àrea rebaixada per la seva utilització com a aparcament. Les màximes erosions s’han mesurat en l’esllavissada lateral. El volum total de material mobilitzat s’ha estimat en 104 100 m³ (± 8 800 m³) dels quals 71 100 m³ (± 9 700 m³) van sedimentar en el barranc i el seu con de dejecció. Això implica que 33 000 m³ (± 18 500 m³) de sediments es van incorporar en el riu Valarties. Cal fer esment que el MDT de 2016 inclou certes modificacions antròpiques en el con de dejecció per necessitats turístiques. No obstant això, s’ha considerat que el sediment no es va transportar fora de l’àrea d’estudi i que tan sols es va modificar la topografia.

Figura 7. Resultats de la diferència entre el MDTs (2011-2016).

5. Conclusions

En aquest article s’han presentat els resultats i la metodologia de l’anàlisi volumètric del corrent d’arrossegalls emprant la comparació espaciotemporal de models digitals del terreny (MDT) obtinguts a partir de dades LiDAR (Light Detection and Ranging) de 2011 i 2016.

La conca hidrològica del barranc de l’Aubeta té una àrea de 2,08 km², una relació de Melton de 0,50 i una relació de relleu de 1,05. Segons aquests valors la conca es susceptible a generar fluxos hiperconcentrats, però el fenomen que es va produir va ser un corrent d’arrossegalls.

Les màximes acumulacions s’han donat en el con de dejecció en l’àrea rebaixada del aparcament. Les màximes erosions s’han mesurat en l’esllavissada lateral. El volum total de material mobilitzat s’ha estimat en 104.100 m³ dels quals 71.100 m³ van sedimentar en el barranc. Això implica que 33.000 m³ de sediments es van incorporar en el riu Valarties.

La metodologia utilitzada és recomanable per un ràpid i acurat càlcul del volum de material mobilitzat. No obstant això, és important que es realitzi el vol LiDAR immediatament després de l’esdeveniment en qüestió, abans que les accions antròpiques modifiquin la topografia.

Referències

Balasch, C., Becat, J., Marugán, C. M., Nadal, A., Rapalino, V., Remacha, R. (2008). Les riuades del segle XX al Pallars Sobirà: 1907, 1937 i 1982. Arxius i societat, Quaderns de divulgació històrica, núm 2. Departament de Cultura i Mitjans de comunicació, Generalitat de Catalunya. 239 p.

CCMA (2014). Un any de les inundacions a la Vall d’Aran. Corporació Catalana de Mitjans Audiovisuals, SA. 18 de juny de 2014 (consultat març de 2017) http://www.ccma.cat/324/un-any-de-les-inundacions-a-la-vall-daran/noticia/2428953/.

Hürlimann, M., Abancó, C., Moya, J., Raïmat, C., Luis-Fonseca, R. (2011). Debris-flow monitoring stations in the eastern Pyrenees. Description of instrumentation, first experiences and preliminary results. Italian Journal of Engineering Geology and Environment – Book. Casa Editrice Università La Sapienza , 2011. DOI: 10.4408/IJEGE.2011-03.B-061, pp. 553-562.

Marquès, M. A. (2000). Context geomorfològic dels aiguats del 10 de juny de 200 a la zona de Montserrat. Associació Catalana de Meteorologia (ed.): VI Jornades de Meteorologia Eduard Fontserè, Aiguats del 10 de juny de 2000, Barcelona, pp. 117‐127.

Oller, P., Pinyol, J., González, M., Ripoll, J. Micheo, M. J. (2013). Efectes geomorfològics de l’aiguat i riuada del 18 de juny de 2013. Proceedings of the conferences La gestió de les inundacions, 27-28 de novembre de 2013.

Pineda, N., Prohom, M., Serra, A., Martí, G., Garcia, C., Velasco, E., Gracia, A. (2013). Efectes geomorfològics de l’aiguat i riuada del 18 de juny de 2013. Proceedings of the conferences La gestió de les inundacions, 27-28 de novembre de 2013.

Pinyol, J., Hürlimann, M., Furdada, G., Moysset, M., Palau, R. M., Victoriano, A., Gonzalez, M., Moya, J., Guinau, M., Raïmat, C., Fañanás, C. (2017). El barranco de Portainé (Pirineo Central): Un laboratorio in situ completo para el estudio de la actividad torrencial. Abstract accepted in IX Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables. 27-30 de juny de 2017.

Wilford, D. J., Sakals, M. E., Innes, J. L., Sidle, R. C., Bergerud, W. A. (2004). Recognition of debris flow, debris flood and flood hazard through watershed morphometrics. Landslides (2004) 1: DOI 10.1007/s10346-003-0002-0. Published online: 5 March 2004, Springer-Verlag, pp. 61-66.