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From the continent to the coast: the bedload transport across the lower sector of the Guadiana River Mouth (Spain-Portugal)

Du continent vers la côte : le transport de la charge de fond dans le secteur inférieur de l'embouchure du fleuve Guadiana (Espagne-Portugal)
Juan A. Morales, Mouncef Sedrati, Mercedes Cantano, Antonio Rodríguez Ramírez, Irene Delgado, Claudio Lozano et Germán Flor-Blanco
p. 251-260

Résumés

L’estuaire du Guadiana est situé au Sud-Ouest de la péninsule Ibérique, le fleuve constituant la frontière entre l’Espagne et le Portugal sur plus de 40 km. Cet estuaire consiste en un chenal méandriforme étroit, ouvert dans des formations géologiques composées de roches dures. L’embouchure de l’estuaire est soumis à un régime mésotidal, avec un marnage compris entre 1 et 3 m (mortes-eaux vs vives-eaux). Cet article présente une analyse du transport sédimentaire au niveau d’une section du fleuve située dans la partie basse de l’estuaire. La section étudiée, typique du fleuve, est composée d’un chenal profond adossé à une barre latérale. Le sédiment, au niveau de cette section, est moyen à grossier et bien classé. Le fond présente des figures sédimentaires (sand waves) orientées dans le sens du jusant (avec une longueur d’onde d’environ 12 m) ce qui indique l'occurrence d'un transit sédimentaire dans cette section du chenal. Au niveau de la barre latérale, le sédiment est fin, mal classé, principalement silto-vaseux avec une partie de la fraction fine à moyenne. La morphologie principale de cette section est plate mais on peut également observer l’existence de bancs de sable avec des dunes d’une longueur d’onde moyenne de 2,5 m. La campagne de mesure a été réalisée en juillet 2010 pendant deux états contrastés de marée, morte-eau et vive-eau. Pendant la campagne de mesure, les caractéristiques hydrodynamiques au niveau du fond ont été mesurées grâce au déploiement d’un courantomètre (ADCP). Les vitesses mesurées des courants in situ ont été utilisées pour estimer le transport sédimentaire potentiel (Qb) au niveau de cette section par le biais de la formule de Bagnold (1963). Plusieurs échantillons de sédiments ont été obtenus lors de cette campagne de mesure à l'aide d'une benne Van Veen. Les caractéristiques granulométriques et les valeurs de rugosité et de densité ont été calculées par diffractométrie laser sur les échantillons collectés sur site. Les valeurs du transport sédimentaire potentiel (Qb) ont été comparées par des mesures réelles de transport sédimentaire (Sb), réalisées à l’aide de pièges à sédiment de type Poliakoff déployés in situ. L’analyse des résultats du transport sédimentaire potentiel (Qb) montre un transport sédimentaire relativement équilibré entre le flot et le jusant au niveau de cette section. Les valeurs de Qb oscillent entre 69,8 gr/cm pendant la marée de morte-eau et 329,1 gr/cm lors de la marée de vive-eau au moment où les valeurs de transport réel (Sb) sont comprises entre 14,6 et 72,1 gr/cm, avec les mêmes conditions de marée. Il s’avère ainsi que le transport sédimentaire potentiel est largement surestimé par rapport au transport sédimentaire réel au niveau de cette section, d’un ordre avoisinant les 1/5.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 15 juin 2012, accepté le 10 juin 2013.

Texte intégral

This research was developed with Funds of the Andalousian Gouvernement (Excellence Project RNM-03093 of the Andalousian Plan of Investigation). This is the contribution nº 64 from the CEIMAR Journal Series.We strongly acknowledge the help of J. Rangel, M. González and specially J. Galvez during the field surveys. The bedload traps could not be built without the special intervention of Dr. J.  Guillen from the Institut de Ciències del Mar, CSIC (Barcelone).

Introduction

1The Guadiana Estuary consists of a narrow channel, which presents a meandering morphology imposed by the hard geology of the substrate (Lobo et al., 2004; Morales et al., 2006). Nevertheless, the last kilometers of its channel, the valley becomes wider in coincidence with the presence of Cenozoic Guadalquivir Basin formations (Morales, 1993). In this area, the Guadiana develops a prograding system constituted by successive sandy barriers separated by salt marshes, which configure a wave-dominated delta (Morales, 1997). Its mouth is affected by a mesotidal regime, with tidal ranges comprised between 3 and 1 m (spring vs neap tides), where the mean tidal range is 2.1 meters and waves with a mean significant height of 0.5 meters (Morales et al., 1994).

2The marine sector of the estuarine channel consists of successive meanders, where the curved sectors present a section characterized by a pool in the concave margin and a lateral tidal bar in the convexe one. Between successive curved tracks, the inflection points present a symmetric profile showing a bed with an intermediate depth and without pools and bars (Morales, 1997).

3The present work studies a cross section of the channel located 6.5 km from the outer point of the estuary (fig. 1). This profile presents an asymmetric morphology with a deeper zone in the eastern margin and a flat bar in the western one (fig. 2). The tidal sand transport was measured across a transversal profile of this pool-and-bar system.

Fig. 1 – Location of the study area on the lower sector of the Guadiana estuary.
Fig. 1 – Localisation du secteur d'étude dans la partie inférieure de l'estuaire du Guadiana.

Fig. 1 – Location of the study area on the lower sector of the Guadiana estuary. Fig. 1 – Localisation du secteur d'étude dans la partie inférieure de l'estuaire du Guadiana.

Fig. 2 – Flow section with indication of the measure station (ADCP and Sediment trap).
Fig. 2 – Section d'écoulement avec indication des points de mesure (ADCP et pièges à sédiment).

Fig. 2 – Flow section with indication of the measure station (ADCP and Sediment trap). Fig. 2 – Section d'écoulement avec indication des points de mesure (ADCP et pièges à sédiment).

Methods

4To study the sedimentary beds of this bar located in the Guadiana Estuary mouth two marine geophysics surveys were done. The first survey was developed in July 2008. The aim of this campaign was the elaboration of a mosaic of images of Side Scan Sonar. The used equipment was the CMAX CM2000, employing the High Frequency mode (325 kHZ) and a work range of 50 meters per band. During the post-processing phase, a geo-referenced mosaic of acoustic images was displayed using ARCVIEW 3.2.

5The second survey was carried out between the last week of June and the two first weeks of July 2010 and the measurements were developed during two opposite tidal conditions (fig. 2). In a first phase, an acoustic scan of the estuarine channel allowed to get a detailed bathymetry. On the other hand, 13 surficial sediment samples were taken using a Van Veen drag.

6The bathymetry was done using a mono-beam echo sound Valeport Midas Surveyor, with a transducer of 210 kHz. The records were geo-referenced with a 12 channel dGPS EGNOS, to build accurate files XYZ. The depth was corrected using a tidal curve from the harbor of Ayamonte, the nearest to the studied area. The data were processed by means a triangulation interpolation from the points XYZ using the module 3D Terrain model from the program Hypack 2009 (Hidrographic Survey Software).

7The sediment samples were conserved in plastic bags and analyzed at the laboratory by means a Laser Difractometer Malvern Mastersizer 2000.

8The tidal currents at the surveyed zone were measured by an ADCP (Acoustic Doppler Currents Profiler) deployed at the deeper part of the surveyed section during two different tidal cycles: the first during a Mean Neap Tide (5ft of July) and the second during a Mean Spring Tide (15th of July).

9The potential bedload transport (Qb) was calculated using the equation suggested by Bagnold (1963):
Qb = (K1 δs U*3)/dg

10Coefficient K1 (in g s2 cm−4) was related to factors such as the drag coefficient and fluid density suggested that K1 is related to the grain size by Hardisty et al. (1983), but his equation to determine this factor was contested by Y.P. Wang and S. Gao (2001). These authors reanalyzed the data of for 0.19, 0.28, 0.45 and 0.93 mm sand, concluding that:
K1 = 0.10exp(0.17/D)
D is the percentile 50 in the grain size curve (0.47 mm)
D10 is the percentile 10 in the grain size curve (0.84 mm)
d is an adimensional parameter which put in relation the density of the sediment with the density of the water:
d = (δs-δ)/ δ
δs is the density of the sediment (2.53 g/cm3)
δ is the density of the water (1.03 g/cm3)
g is the value of the gravity acceleration (981 cm/s2)
U* is obtained from the measured Near Bottom Velocity for each interval of 5 minutes using the equation:
U* = (0.4 UZ )/ Ln (30Z/3D10)
Z is the distance from the current measurement to the bottom (blanking distance = 0.50 m).

11This equation was applied in intervals of 5 minutes, calculating and applying the average U* for each interval. The values of instantaneous Qb obtained for each interval were finally integrated to obtain the total Qb for the Ebb and Flood semicycles during both spring and neap tides.

12The values of Qb calculated using this formula were compared with measures of real bedload transport (Sb) obtained by using Poliakoff sediment traps (Shingal et al., 1981) which were installed at the bed of the estuary at same time and place where the ADCP was measuring the tidal currents. The first trap was installed the 5ft of July (neap tide) at 12:00 in the noon, just in the flood-to-ebb slack moment and extracted at 16:50 in the afternoon, so this trap was working all the ebb semicycle. The second trap was installed in the same place and day at 16:35, just before the ebb-to-flood slack and taken at 20:10 15th after the high tide; so this trap was working during the entire flood semicycle. A third trap was installed the 15th of July (spring tide) at 8:05 in the morning (flood-to ebb slack) and taken at 14:00 in the afternoon; this trap was working during the ebb semicycle. Finally, a fourth trap was installed at 13:50 (ebb-to flood slack) to be recovered at 19:50 in the evening, and work the entire flood semicycle.

Results

Bathymetry

13The isobaths distribution (fig. 3) show the presence of a deep channel in the eastern part of the study area (Spanish margin) which reach more than 6 meters deep under the Extreme Equinox Low Water level, whereas in the western area a near horizontal lateral tidal bar is developed between 2 and 4 meters deep. This bar is separated from the intertidal areas by a high slope step of 2 meters.

Fig. 3 – Bathymetric scheme of the studied area.
Fig. 3 – Bathymétrie du secteur d'étude.

Fig. 3 – Bathymetric scheme of the studied area. Fig. 3 – Bathymétrie du secteur d'étude.

A: View map; B: 3D view.
A :Vue en plan ; B : Vue en 3D.

14In the southern part of the study area the deep channel migrates to the west to be installed in the Portuguese margin, at same time another lateral tidal bar is installed in the Spanish margin.

15The transversal profile in which the currents and real bedload transport have been measured (fig. 2) is located in the southern zone of the inner bar (fig. 3), so the deeper channel is located at the East, just in front of the dock of Ayamonte.

Grain size distribution

16The grain size distribution was determined for the 13 samples taken in this estuarine area. In each sample some statistic parameters were determined (tab. 1): C (maximum percentile), M (median), σ (standard deviation), So1 (sorting), SK1 (skewness) and Kg (kurtosis).

Tab. 1 – Grain size parameters according to R.L. Folk and W.C. Ward (1957).
Tab. 1 – Paramètres granulométriques selon R.L. Folk (1972).

Sediment samples

Grain size parameters

C

M

σ

So1

SK1

Kg

AYN-1

-1,00

5,20

2,99

4,25

-0,26

0,67

AYN-2

-2,90

3,20

2,92

4,45

0,13

0,76

AYN-3

-1,00

1,00

0,79

1,20

-0,11

0,82

AYN-4

-1,00

1,10

0,78

1,25

0,14

0,85

AYN-5

-1,50

1,40

2,23

3,55

0,60

2,24

AYN-6

-2,00

3,00

2,93

4,40

0,21

0,78

AYN-7

-1,00

1,20

0,84

1,45

0,06

1,08

AYN-8

-1,00

1,30

1,08

2,25

0,15

1,68

AYN-9

-1,50

1,50

2,15

3,70

0,53

1,52

AYN-10

-1,00

1,50

0,87

1,40

-0,06

1,15

AYN-11

-2,00

0,70

0,69

1,20

0,12

1,23

AYN-12

-1,50

0,80

0,68

1,00

0,20

0,82

AYN-13

-1,50

0,80

0,60

0,90

0,23

0,74

C: centil; M: median; σ: graphic standard deviation; So1: Sorting; SK1: Skewness; Kg: Kurtosis.
C : centile ; M : médiane ; σ : déviation standard ; So1   Sorting ; SK1 : Skewness ; Kg : Kurtosis.

17Four types of beds have been distinguished in the studied area from the point of view of the grain size (fig. 4 and fig. 5). The first class of sediment (fig. 4A) is characterized by a mean grain size of coarse sand, but with an important population of medium sand, a moderate sorting, a mesokurtic shape and a lightly positive skewness (with tail towards the fine). The second class (fig. 4B) is characterized by a mean grain size of medium sand, but with abundant populations of coarse and fine sands, present also a moderate sorting and a positively skewed distribution (with tail towards the fine), but with a leptokurtic shape. The third class (fig. 4C) is a transition between the classes 1 and 2, similar to the second class except by the more abundance of fine than coarse sands as secondary population. The fourth class of sediment (fig. 4D) is completely different and presents a very high dispersion, an extremely poor sorting, a negative skewness (tail towards the coarse) and a platykurtic (plane) shape.

Fig. 4 – Types of grain size distribution.
Fig. 4 – Types de distribution granulométrique.

Fig. 4 – Types of grain size distribution. Fig. 4 – Types de distribution granulométrique.

A: First class; B: Second class; C: Third class; D: Fourth class.
A :Première classe ; B : Deuxième classe ; C : Troisième classe ; D : Quatrième classe.

18The map of mean grain size distribution (fig. 5) shows a band of fine sands (class 2) separating the very fine sands (class 4) located on the northern area from the medium sands distributed on the lateral bar surface (class 3), these fine sands are also distributed in the bottom of the northeastern deep channel surrounding the bar. The coarse sands (class 1) are located covering the bed of the deep channel of the southern area. A band of muddy fine sand (class 4) extends from North-to-South the western margin of the lateral bar.

Fig. 5 – Surficial facies distribution.
Fig. 5 – Répartition des faciès granulométriques de surface.

Fig. 5 – Surficial facies distribution. Fig. 5 – Répartition des faciès granulométriques de surface.

Stars show the sediment sample position.
Les étoiles indiquent la position des échantillons.

Bed type distribution

19Four types of beds are distinguished in the studied area from the point of view of the observed bedforms (fig. 6): sands with high plane beds, sands with large dunes, sands with small dunes and ripples and muddy sand with low plane bed.

Muddy sands with low plane bed

20Bed without visible bedforms (fig. 7A) located in the marginal shallowest areas, between 0 and 2 meters under the Extreme Equinox Low Water. The cohesive character of the bed, inhibit the possibility to develop migrating bedforms, but erosional features are visible in some tracks (fig. 7B).

Fig. 6 – Bedform field distribution and orientation of bedform crests.
Fig. 6 – Figures sédimentaires sur le fond et orientation des crêtes.

Fig. 6 – Bedform field distribution and orientation of bedform crests. Fig. 6 – Figures sédimentaires sur le fond et orientation des crêtes.

Fig. 7 – Bed types.
Fig. 7 – Types de lits.

Fig. 7 – Bed types. Fig. 7 – Types de lits.

Sands with high plane bed

21This bed is developed in zones deeper than 4 meters under the Extreme Equinox Low Water and is characterized to be formed in medium-to-coarse moderately sorted sands. The most characteristic feature is the absence of large bedforms presenting a high regime plane bed (fig. 7C).

Sands with large dunes

22This type of bed is located in the low slope surface of the lateral tidal bars, between 2 and 4 meters deep. Near the entire surface is covered by ebb-oriented sand waves with sinuous crests (three-dimensional dunes). Two different bedform trains are present: 1) located between 2 and 3 meters deep, wavelengths comprised between 7 and 15 meters and heights of 0.50 m (fig. 7D) and 2) located between 3 and 4 meters deep in the transition with the high plane bed, wavelengths comprised between 25 and 50 meters and heights of 0.70 m (fig. 7E). The crests of the first set of forms are disposed 40º oblique to the channel margin, whereas the second and deeper set is perpendicular to the channel axis and experiments a rotation with him. In the southern part of the tidal bar, these two different bedform trains interact, forming an interference pattern (fig. 7F).

Sands with small dunes and ripples

23Between the low plane cohesive shallow beds and the sands with large dunes, fields of minor bedforms are developed. These fields are characterized by medium sand, and display ebb-oriented sand waves and megaripples with sinuous crests (three-dimensional dunes). Wavelengths of almost 5 m with heights of 0.35 m are the most common dimensions (fig. 7G and fig. 7H).

Tidal currents

24Two tidal current profiles were measured in the deepest point of the studied section (fig. 2). The used ADCP allows obtaining a measure of the Near-Bottom current, which is interesting to obtain the current values of the entire water column (fig. 8A and fig. 8B), but in this work we specially work the values of the near bottom current velocities obtained at a distance of 1 meter up the bottom (fig. 9). The first measure was done the 5ft of July, during a cycle of Mean Neap Tide (Coefficient 44 and tidal range 1.48 m) and the second the 15th of July, during a cycle of Mean Spring Tide (Coefficient 91 and tidal range 2.58 m).

Fig. 8 – ADCP profiles.
Fig. 8 – Profils ADCP.

Fig. 8 – ADCP profiles. Fig. 8 – Profils ADCP.

A: Mean Spring tide; B: Mean Neap Tide.
A : Marée de vives-eaux moyenne ; B : Marée de mortes-eaux moyenne.

Fig. 9 – Profiles of near-bottom currents and tide height.
Fig. 9 – Profils des courants de fond et de la hauteur de marée.

Fig. 9 – Profiles of near-bottom currents and tide height. Fig. 9 – Profils des courants de fond et de la hauteur de marée.

A: During a Mean Spring Tide; B: During a Mean Neap Tide.
A : Durant une marée de vives-eaux ; B :Durant une marée de mortes-eaux.

25During the Mean Neap Tide (fig. 9A) the maximum measured ebb current velocity was 70.7 cm/s and the maximum flood was 54.6 cm/s. The ebb current flew during 5 hours and 20 minutes whereas the flood acts during 7 hours.

26During the Mean Spring Tide (fig. 9B) the maximum value of the ebb current was 108.4 cm/s whereas the maximum flood current was 90.3 cm/s. The ebb current flew during 5 hours and 57 minutes and the flood current flew during 5 hours and 47 minutes.

27The values of Near Bottom Velocity of these curves has been used as U(50) (velocity at 50 cm from the bottom) to obtain the values of U* (Current velocity on the interface flow-sediment).

Potential Bedload Transport Calculation

28The potential bedload transport (Qb) was calculated using the equation suggested by Bagnold (1963).

29The obtained values are shown in the table 2. It shows as the values of capability of currents to transport sands are higher during the ebb than during the flood for all tides. Nevertheless, the unbalance is higher during the neap tides, when the ebb potential transport can be 8 times higher than the flood one.

Tab. 2 – Calculated potential bedload (Qb) for complete tidal current cycles.
Tab. 2 – Charge de fond potentielle (Qb) calculée pour des cycles complets de marée.

Qb (gr/cm)

Flood

Ebb

Balance

Neap Tide

11.31

85.95

-74.64

Spring Tide

319.22

355.38

-36.16

Qb (Tons)

Flood

Ebb

Balance

Neap Tide

0.60

4.56

-3.96

Spring Tide

16.92

18.83

-1.92

The total weight of sediment potentially transported was calculated for 530 m of flow section.
Le poids total du sédiment potentiellement transporté est calculé sur une section d'écoulement de 530 m.

Sediment traps: Real Bedload Transport

30At same time and in the same point the ADCP was measuring the Near Bottom Velocity of the tidal currents a Poliakoff sediment trap (Shingal et al., 1981) was installed. This sediment trap was catching the bedload transported sand during both Ebb and Flood semicycles. The bed-load transport (Sb) can be determined as:
Sb = G/(bT)
In which:
G = dry mass of sediment catch (kg), b = width of intake opening (0.3 m), T = sampling period (s).

31The traps were installed by dives to accurate the correct orientation according the current sense, and were recovered also by dives to avoid the lost of sediment during the process.

32The values of real transport of sands (Sb) are shown in the table 3.

Tab. 3 – Measured bedload transported material (Sb) for complete tidal current cycles.
Tab. 3 – Charge de fond mesurée (Sb) pour des cycles complets de marée.

Flood

Ebb

Balance

Neap Tide

5.90

14.60

-8.70

Spring Tide

69.41

72.10

-2.69

Flood

Ebb

Balance

Neap Tide

0.31

0.77

-0.46

Spring Tide

3.68

3.82

-0.14

Discussion and conclusions

33The studied estuarine channel sector is constituted by a lateral tidal in the shallower zones and a bypassing channel in the deep area, after the criteria described by Morales et al. (2006). According to the surficial facies and bedform distribution, the flow regime diminishes from deep to shallow areas. So, the deep bypassing channel displays a high plane bed typical of a high flow regime, whereas the tidal bar presents medium dunes, small dunes, ripples and low plane bed, which indicate a decreasing of the flow regime from medium to low to the shallower areas.

34The upper surface of the lateral tidal bar is near horizontal and covered by dunes with different dimensions and crest orientations. The records of Side Scan Sonar show as the orientation of the bedform crests rotate with the channel margins and appear to follow flow trajectories (fig. 6). The dominant sense observed in the bedform asymmetry is the ebb, nevertheless, flood oriented dunes are also observed. This coexistence of opposite bedforms was previously reported by Lobo et al. (2004), however the origin of the disparity of orientation in the bedforms fields was not explained. The evidences presented in this paper suggest that the observed medium dunes correspond with the dominant flow. So, ebb dunes follow a North-to-South dominant migration, whereas the main part of flood dunes are oriented surrounding the bar. Minor flood forms are also observed in the top surface of the bar, in this case the minor dunes follow secondary trajectories, using the bar front as a flood ramp. At same time, the deeper part of the channel acts as a reversible bypassing channel but presents a dominant ebb transport balance as is observed in the current velocity curves.

35The ebb values of potential bedload transport (Qb) were calculated using the grain size properties of the bed and the near bottom current velocities measured in a section of the bypassing channel during neap and spring tides. Capacity of transport of sediment calculated for the ebb current is higher than the flood one, marking a tidal asymmetry in the ebb sense. This tidal asymmetry in the potential transport is higher during the neap tides.

36The real bedload transport was also measured using Poliakoff type sediment traps during the same moments the current were measured. The values of balanced Sb show a net transport in the seaward sense which is also higher during the neap tides than during the spring tides.

37The values of real bedload transported sediment (Sb) were in all the cases minor than the calculated potential transport (Qb). The rate between real (Sb) and potential (Qb) transport slightly surpass 20%. The absence of cohesive material makes sediments move easy, however the rate Sb/Qb is near 1/5, which indicates a high capacity to transport sands but a lower sand availability.

38The net weight of sediment transported across the flow section reaches 0.46 tons during neap tides and 0.14 during spring tides. This mark a clear deficit situation in the sedimentary supply and a reworking of sands previously deposited in inner areas of the estuary.

39The annual balance of sands towards the sea is 352.59 m3 in the outer estuary. These values are significantly lower than the obtained by Garel and Ferreira (2011) for the balanced potential bedload in the outer area of the estuary and this is interpreted as another evidence of a deficit in the sand availability.

40The recent construction of Alqueva dam, just in the head of the estuary, could be the responsible of a decreasing in the sand availability which diminished the real sediment transport in an 80%, but it is also possible that this relations between potential an real transport values were typical in the estuary before the building of the dam. Regrettably, data obtained before the dam presence are not available.

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Bibliographie

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Garel E., Ferreira O. (2011) – Effects of the Alqueva Dam on Sediment Fluxes at the Mouth of the Guadiana Estuary. Journal of Coastal Research Special Issue 64, 1505-1509.

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Annexe

Version française abrégée

L'estuaire du fleuve Guadiana se compose d'un chenal étroit, qui présente une morphologie méandriforme imposée par la structuration et la dureté du substrat géologique. Néanmoins, dans les derniers kilomètres de son tracé, la vallée s'ouvre dans les formations cénozoïques plus tendres du bassin du Guadalquivir. Dans cet espace, le Guadiana développe une dynamique de progradation sédimentaire, matérialisée par des bancs de sable séparés par des marais salés, qui configurent un delta dominé par les houles. L'embouchure est affectée par un régime mésotidal, avec des marées présentant un marnage compris entre 1 et 3 m (mortes eaux vs vives eaux), où l'amplitude moyenne est de 2,1 m et les vagues d'une hauteur significative moyenne de 0,5 m. Le secteur maritime du chenal estuarien est formé de méandres successifs, où les sinuosités présentent une section caractérisée par une mouille en concavité et une barre tidale latérale en convexité. Entre les méandres, les points d'inflexion présentent un profil symétrique caractérisé par un fond avec une profondeur intermédiaire et sans système de mouille et de banc.

Cet article propose l'étude d'une section transversale du chenal situé à 6,5 km en amont de l’embouchure de l'estuaire (fig. 1). Le profil présente une morphologie asymétrique avec une zone plus profonde en rive gauche (Est) et un plat-barre en rive droite (Ouest, fig. 2). Le transport sédimentaire tidal a été mesuré sur un profil transversal de ce système « mouille-barre ». Pour étudier les fonds sédimentaires de ce banc sableux situé à l'embouchure de l'estuaire du Guadiana, deux relevés de géophysique marine ont été effectués. Une mosaïque d'images issue d'un sonar à balayage latéral a été réalisée au cours de la première campagne, alors que la deuxième campagne a permis de prélever des échantillons de sédiments, élaborer une bathymétrie, obtenir des mesures de courants tidaux en utilisant un courantomètre profileur à effet Doppler (ADCP) et utiliser des pièges à sédiments de fond. Le transport potentiel de charriage (Qb) a été calculé à l'aide de l'équation proposée par Bagnold (1963). Ces valeurs de Qb ont été comparées aux mesures de transport de charge réel de fond (Sb) obtenues à l'aide de pièges à sédiments de type Poliakoff. La distribution des isobathes (fig. 3) révèle la présence d'un chenal profond dans la partie orientale de la zone d'étude (marge espagnole) qui atteint plus de 6 m de profondeur sous le niveau des basses mers des marées d'équinoxe, alors que dans le secteur occidental, une barre tidale latérale et plane se construit entre 2 et 4 m de profondeur. Cette barre est séparée des zones intertidales par un talus abrupt de 2 mètres. Quatre types de fonds ont été distingués du point de vue de la granulométrie (fig. 4 et fig. 5) : sable grossier-moyen (fig. 4A), sable moyen (fig. 4B), sable moyen à fin (fig. 4C) et sable limoneux mal classé (fig. 4D). Quatre types de morphologies peuvent également être observés sur le fond (fig. 6 et fig. 7) : bancs sableux aplanis de haute énergie, grandes dunes sableuses, petites dunes sableuses et rides de courants, bancs sableux-vaseux aplanis de basse énergie.

Ces fonds sont affectés par des courants de marée qui oscillent entre les vives-eaux et les mortes-eaux (fig. 8 et fig. 9). Au cours de la marée moyenne (fig. 8 et fig. 9B), la valeur maximale du courant de jusant était de 108,4 cm/s, alors que la vitesse maximale du courant de flot était de 90,3 cm/s. Le courant de jusant s'est maintenu durant 5 h 57 min, et le courant de flot a duré 5 h 47 min. Lors de la marée de morte-eau moyenne (fig. 9), la vitesse maximale mesurée du courant de jusant était de 70,7 cm/s et la vitesse maximale mesurée du courant de flot était de 54,6 cm/s. Le courant de jusant a duré 5 h 20 min, tandis que le courant de flot s'est maintenu pendant 7 h. Les valeurs de transport potentiel (tab. 2) ont été calculées avec l'équation de Bagnold (1963), en utilisant les paramètres sédimentologiques et dynamiques exposés précédemment. Ces valeurs ont été comparées avec celles du transport réel (tab. 3) obtenues par la mesure directe au moyen de pièges à sédiments de type Poliakoff. Les valeurs de la charge sédimentaire véritablement transportée (Sb) étaient dans tous les cas inférieures à celles calculées (transport potentiel calculé, Qb). Les taux du transport sédimentaire potentiel (Qb) sont largement surestimés par rapport aux taux de transport réel (Sb) avec un rapport Sb/Qb qui atteint 1/5. Les sédiments, non cohésifs, sont facilement mobilisables indiquant un potentiel de transport important mais en même temps une diminution de la disponibilité en sable. Le poids net des sédiments transportés à travers la section d'écoulement atteint 0,46 tonne lors des marées de vives-eaux et 0,14 tonne lors des marées de mortes-eaux. Ce constat marque une situation de déficit dans l'alimentation sédimentaire et une redistribution des sables déposés antérieurement dans les zones internes de l'estuaire. Le bilan annuel des sables charriés vers la mer est de 352,59 m3 dans la partie externe de l'estuaire. Ces valeurs sont sensiblement inférieures à celles obtenues par Garel et Ferreira (2011) pour l’estimation de la balance sédimentaire dans la partie externe de l'estuaire et ceci est interprété comme une autre preuve d'un déficit dans la disponibilité en sable. La récente construction du barrage d'Alqueva, juste en amont de l'estuaire, pourrait être à l’origine d’un déficit sédimentaire qui s’est traduit par une diminution du transport réel des sédiments de 80 %. Mais il est également possible que cette relation entre valeurs de transport potentielles et réelles soit typique de la dynamique estuarienne avant même la construction du barrage. Malheureusement, les données sur le transport sédimentaire avant la construction du barrage ne sont pas disponibles pour vérifier cette hypothèse.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Location of the study area on the lower sector of the Guadiana estuary. Fig. 1 – Localisation du secteur d'étude dans la partie inférieure de l'estuaire du Guadiana.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-1.png
Fichier image/png, 737k
Titre Fig. 2 – Flow section with indication of the measure station (ADCP and Sediment trap). Fig. 2 – Section d'écoulement avec indication des points de mesure (ADCP et pièges à sédiment).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-2.png
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Titre Fig. 3 – Bathymetric scheme of the studied area. Fig. 3 – Bathymétrie du secteur d'étude.
Légende A: View map; B: 3D view. A :Vue en plan ; B : Vue en 3D.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-3.png
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Titre Fig. 4 – Types of grain size distribution. Fig. 4 – Types de distribution granulométrique.
Légende A: First class; B: Second class; C: Third class; D: Fourth class. A :Première classe ; B : Deuxième classe ; C : Troisième classe ; D : Quatrième classe.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-4.png
Fichier image/png, 272k
Titre Fig. 5 – Surficial facies distribution. Fig. 5 – Répartition des faciès granulométriques de surface.
Légende Stars show the sediment sample position. Les étoiles indiquent la position des échantillons.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-5.png
Fichier image/png, 575k
Titre Fig. 6 – Bedform field distribution and orientation of bedform crests. Fig. 6 – Figures sédimentaires sur le fond et orientation des crêtes.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-6.png
Fichier image/png, 1,3M
Titre Fig. 7 – Bed types. Fig. 7 – Types de lits.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-7.png
Fichier image/png, 5,0M
Titre Fig. 8 – ADCP profiles. Fig. 8 – Profils ADCP.
Légende A: Mean Spring tide; B: Mean Neap Tide. A : Marée de vives-eaux moyenne ; B : Marée de mortes-eaux moyenne.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-8.png
Fichier image/png, 1,1M
Titre Fig. 9 – Profiles of near-bottom currents and tide height. Fig. 9 – Profils des courants de fond et de la hauteur de marée.
Légende A: During a Mean Spring Tide; B: During a Mean Neap Tide.A : Durant une marée de vives-eaux ; B :Durant une marée de mortes-eaux.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/10706/img-9.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Juan A. Morales, Mouncef Sedrati, Mercedes Cantano, Antonio Rodríguez Ramírez, Irene Delgado, Claudio Lozano et Germán Flor-Blanco, « From the continent to the coast: the bedload transport across the lower sector of the Guadiana River Mouth (Spain-Portugal) », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 20 - n° 3 | 2014, 251-260.

Référence électronique

Juan A. Morales, Mouncef Sedrati, Mercedes Cantano, Antonio Rodríguez Ramírez, Irene Delgado, Claudio Lozano et Germán Flor-Blanco, « From the continent to the coast: the bedload transport across the lower sector of the Guadiana River Mouth (Spain-Portugal) », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 20 - n° 3 | 2014, mis en ligne le 01 janvier 2016, consulté le 16 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/10706 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.10706

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Auteurs

Juan A. Morales

University of Huelva – Dpt. Geology – Campus of Excellence CEIMAR – Av. 3 de Marzo, s/n. – E-21007 Huelva – Spain (jmorales@uhu.es).

Mouncef Sedrati

University of South Brittany, GMGL – LDO UMR CNRS 6538 – Campus de Tohanic, Centre de Recherche Yves Coppens – BP 573 – 56017 Vannes cedex – France (mouncef.sedrati@univ-ubs.fr).

Articles du même auteur

Mercedes Cantano

University of Huelva – Dpt. Geodynamics and Palaeontology – Av. 3 de Marzo, s/n. – E-21007 Huelva, – Spain (cantano@uhu.es).

Antonio Rodríguez Ramírez

University of Huelva – Dpt. Geodynamics and Palaeontology – Av. 3 de Marzo, s/n. – E-21007 Huelva, – Spain (arodri@uhu.es).

Irene Delgado

University of Huelva – Dpt. Geology – Campus of Excellence CEIMAR – Av. 3 de Marzo, s/n. – E-21007 Huelva – Spain.

Claudio Lozano

University of Huelva – Dpt. Geology – Campus of Excellence CEIMAR – Av. 3 de Marzo, s/n. – E-21007 Huelva – Spain.

Germán Flor-Blanco

University of Oviedo – Dpt. of Geology – Campus de Llamaquique – C/ Arias de Velasco, s/n. – 33005-Oviedo – Spain (gfb@geol.uniovi.es).

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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