Wikipedia

Chaira de inundación

Unha chaira de inundación ou chaira inundable é unha área de terra a carón dun río, que se estende desde a beira do río á base do val que o encerra e que experimenta inundacións durante os períodos de enchente do río que se producen na época actual.[1] O río deposita aluvións de sedimentos sobre esta chaira. A chaira aluvial chea de sedimentos é a maior área na cal se estendeu a chaira de inundación ao longo do tempo xeolóxico e pode incluír partes ás que a enchente do río xa non chega actualmente. Ás veces, as chairas de inundación son erosionadas creando terrazas fluviais. Os solos das chairas de inundación adoitan consistir en arxila, limos, areas e gravas depositadas durante as enchentes.[2]

Chaira de inundación do río Paraná na súa confluencia coa cabeceira do río Paranaíba (á dereita) e o Río Verde, preto de Panorama, Brasil
Unha chaira de inundación despois dunha enchente na illa de Wight
Chaira de inundación de grava dun río glacial preto das Snow Mountains de Alasca, 1902
Meandros do río Laramie sulcando a súa chaira de inundación no Condado de Albany, Wyoming, 1949
Esta chaira de inundación de agradación dun pequeno río con meandros no Condado de La Plata, Colorado, ten unha base de limo depositado sobre unha presa natural formada por unha morena terminal deixada pola glaciación Wisconsin.
Vexetación de ribeira na chaira de inundación do río Lynches, preto de Johnsonville, Carolina do Sur. Estas árbores Nyssa e Taxodium mostran a marca máis alta que deixaron as enchentes.

Debido ás enchentes e inundacións regulares, as chairas de inundación adoitan ter unha alta fertilidade, porque os nutrientes minerais que precisan as plantas se depositan xunto cos sediemntos que deixan as augas. Isto fai que sexan importantes zonas agrícolas;[3] algunhas importantes rexións agrícolas, como os vales do Nilo na Antigüidade e do Mississippi, aproveitaron intensamente as chairas de inundación. Moitas rexións agrícolas e urbanas desenvolvéronse nas chairas de inundación para aproveitaren o seu rico solo e a auga doce. Porén, o risco de inundación é alto nestas zonas, o que pode causar desastres e cómpre planificar un control de inundacións.

Formación

editar

A maioría das chairas de inundación formáronse pola deposición no interior de meandros dos ríos e polo fluxo fóra das ribeiras.[4]

No caso dos meandros dos ríos, o fluxo da auga erosiona a ribeira do río na parte externa do meandro. Ao mesmo tempo, os sedimentos deposítanse simultaneamente nunha barra de areas no interior do meandro. Isto denomínase acreción lateral, xa que o depósito crea a barra lateralmente na canle do río. A erosión no exterior do meandro xeralmente equilibra a deposición no interior, así que a canle do río cambia na dirección do meandro sen cambiar significativamente a anchura. A barra de areas acumúlase ata ter un nivel case igual ao da ribeira do río. Ocorre unha erosión neta significativa dos sedimentos soamente cando o meandro corta un terreo máis alto. O efecto global é que, a medida que o río forma meandros, crea un nivel de chaira de inundación composto maiormente de depósitos de barras de sedimentos. A velocidade á que a canle do río cambia varía moito, e informouse de velocidades que van desde demasiado lento para poder medilo ata os 730 m por ano no río Kosi da India.[5]

O fluxo que reborda as ribeiras ten lugar cando o río vén cheo con moita máis auga que a que pode acomodar dentro da súa canle. O rebordamento das ribeiras deposita unha fina capa de sedimentos que son máis grosos e abundantes preto da canle do río. Isto descríbese como acreción vertical, xa que os depósitos acumúlanse de abaixo a arriba. En sistemas fluviais non distorsionados, este rebordamento das augas é frecuente, e ocorre normalmente cada un ou dous anos, independentemente do clima e a topografía. [6] A medición da velocidade de sedimentación nunha inundación de tres días dos ríos Mosa e Rin en 1993 deu velocidades de sedimentación medias na chaira de inundación de entre 0,57 e 1,0 kg/m2. Velocidades maiores atopáronse nos diques (4 kg/m2 ou máis) e nas áreas baixas (1,6 kg/m2).[7]

A sedimentación debido ao fluxo que reborda as marxes está concentrada en diques naturais, deltas de roturas de diques (lobos de rotura) e en zonas húmidas e lagos pouco profundos das cuncas de inundación.

Os diques naturais son cristas elevadas ao longo das marxes dos ríos que causan unha rápida deposición a partir das augas de inundación. A maioría das areas en suspensión deposítanse nos diques, deixando que os limos e arxilas se depositen como lama de chaira de inundación a máis distancia do río. Os diques naturais están normalmente construídos de maneira que poden ser relativamente ben drenados en comparación coas terras húmidas próximas, e os diques en climas non áridos xeralmente teñen moita vexetación.[8]

Os deltas de rotura de diques (lobos de rotura) son un depósito sedimentario fluvial que se forma cando unha corrente fluvial rompe os seus diques naturais (ou artificiais) e deposita o sedimento na chaira de maneira parecida a un abano aluvial ou delta. As marxes do río ceden e as augas de inundación discorren pola canle formada. Os sedimentos desde a zona de rotura espállanse formando depósitos con forma de delta con numerosas canles tributarias. A formación destes lobos de rotura é máis común en tramos do río nos que o leito do río está acumulando sedimentos (agradación).[9]

As inundacións repetidas finalmente acumulan unha crista aluvial, cuxos diques natuais e meandros abandonados poden elevarse claramente por riba da chaira de inundación.[10] A crista aluvial culmina cun cinto de canles formados por sucesivas xeracións de migración da canle e estrangulación de meandros. A intervalos máis longos, o río pode abandonar o cinto de canles e construír un novo noutra posición na chaira de inundación. Este proceso chámase avulsión e ocorre a intervalos de 10–1000 anos. Avulsións históricas que orixinaron inundacións catastróficas son a inundaciónn do Río Amarelo de 1855 e a inundación do río Kosi de 2008.[11]

As chairas de inundación poden formarse arredor de ríos de calquera tipo ou tamaño. Mesmo poden orixinarse en tramos relativamente rectos do río. As barras no medio das canles en ríos anastomosados migran augas abaixo por un proceso que lembra ao das barras de meandro dos ríos meandriformes e poden acumularse nunha chaira de inundación.[12]

A cantidade de sedimentos nunha chaira de inundación excede en moito a carga de sedimentos do río. Así, as chairas de inundación son un sitio de almacenamento importante de sedimentos durante o seu tansporte desde onde foron xerados ata o seu ambiente deposicional final.[13]

Cando a velocidade á cal o río se encaixa no tereo se fai o suficientemente grande como para que sexa infrecuente que as augas reborden as mares do río, dise que o río abandonou a súa chaira de inundación. Porcións da chaira de inundación abandonada poden conservarse en forma de terrazas fluviais.[14]

Ecoloxía

editar

As chairas de inundación manteñen ecosistemas diversos e produtivos.[15][16] Caracterízanse por unha considerable variabilidade no espazo e no tempo, que á súa vez produce algúns dos ecosistemas máis ricos en especies.[17] Desde un punto de vista ecolóxico, o aspecto máis distintivo das chairas de inundación é o pulso de inundacións asociado coas enchentes anuais, de maneira que o ecosistema da chaira de inundación defínese biotopicamente como a parte do val do río que sofre asolagamentos regulares e despois seca.[18]

As inundacións traen moito material detrítico rico en nutrientes e liberan eses nutrientes do solo seco a medida que este se inunda. A descomposición de plantas terrestres mergulladas polas augas de inundación engade cantidades adicionais de nutrientes. A zona litoral inundada do río (a máis próxima á marxe do río) constitúe un ambiente ideal para moitas especies acuáticas, e a estación de desova dos peixes adoita coincidir co comezo das inundacións. Os peixes deben crecer rapidamente durante a inundación para sobreviviren á posterior baixada do nivel das augas. A medida que as augas da inundación recúan, a zona litoral experimenta floracións de microorganismos, mentres as ribeiras do río secan e as plantas terrestres xerminan para estabilizalas.[18]

 
Un campo baixo en Achterwehr, Alemaña asolagado polas augas que rebordaron dunha corrente de auga veciña.

A biota das chairas de inundación ten un elevado crecemento anual e altas taxas de mortalidade, o cal é vantaxoso para unha rápida colonización de amplas áreas das chairas. Isto permítelle aproveitarse da vantaxe do cambio da xeometría da chaira de inundación.[18] Por exemplo, as árbores da chaira de inundación[19] son de crecemento rápido e tolerantes ás alteracións nas raíces. Os oportunistas (como moitas aves) son atraídos pola abundante fonte de alimento proporcionado polo pulso de inundacións.[15]

Os ecosistemas de chaira de inundación teñen distintas biozonas. En Europa, a medida que nos afastamos do río, as sucesivas comunidades de plantas son: vexetación de ribeira (xeralmente plantas anuais); xuncáceas; arbustos de salgueiros; bosques de salgueiros e chopos; bosques de carballos e freixos; e bosques de folla ancha. As alteracións humanas crean prados húmidos que substitúen a gan parte do ecosistema orixinal.[20] As biozonas reflicten a humidade do solo e o gradiente de oxíxeno que, á súa vez, corresponde ao gradiente de frecuencia da inundación.[21] Os bosque de chaira de inundación primixenios de Europa estaban dominados polos carballos (60 %), olmos (20 %) e carpes (13 %), mais as alteracións humanas cambiaron a súa composición a freixos (49 %) e máis cantidade de pradairos que chegan ao 14 % e menos carballos que baixan ao 25 %.[16]

As chairas de inundación semiáridas teñen unha diversidade de especies moito menor. As especies están adaptadas a secas e inundacións alternantes. A seca extrema pode destruír a capacidade do ecosistema da chaira de inundación de pasar a unha saudable fase húmida cando está asolagada.[22]

Os bosques de chaira de inundación constituían o 1 % da paisaxe europea na década de 1800. Gran parte desa área foi desboscada pola actividade humana, aínda que os bosques de chaira de inundación sufriron un menor impacto que outros tipos de bosques. Isto fai que sexan importantes refuxios para a biodiversidade.[16][15] A destrución humana dos ecosistemas de chaira de inundación é en gran medida o resultado do control das inundacións,[18] o desenvolvemento hidroeléctrico (como os encoros), e a conversión das chairas a un uso agrícola.[16] O transporte e eliminación do lixo tamén tivo efectos prexudiciais.[18] O resultado é a fragmentación destes ecosistemas, causando a perda de poboacións e de diversidade[16] e poñendo en perigo os fragmentos que restan dos ecosistemas.[17] O control de inundacións crea un límite máis brusco entre a auga e a terra que nas chairas de inundación non alteradas, reducindo a diversidade física.[18] Os bosques de chaira de inundación protexen as correntes fluviais da erosión e a polución e reducen o efecto das inundacións.[16]

A alteración humana dos ecosistemas de chaira de inundación temperada frustra os intentos de comprender o seu comportamento natural. Os ríos tropicais están menos influídos polos humanos e serven de modelo para os ecosistemas similares temperados, que se pensa que comparten moitos dos seus atributos ecolóxicos.[18]

Efectos e control das inundacións

editar

Se excluímos as fames e as epidemias, algúns dos peores desastres naturais na historia[23] (medidos por vítimas mortais) son as inundacións causadas polos ríos, como no caso do Río Amarelo da China, que en 1931 causou a morte de millóns de persoas, que fora prcedida alí pola inundación de 1887, que matara arredor dun millón de persoas, e son o primeiro e segundo maiores desastres naturais da historia.

A extensión da inundación dunha chaira de inundación depende parcialmente da magnitude da inundación, definida polo período de retorno.

Nalgunhas chairas de inundación, como o delta do Níxer interno de Mali, os eventos de asolagamento anual son unha parte natural da ecoloxía local e da economía rural, e permiten o cultivo de colleitas por agricultura recesional. Porén, en Bangladesh, que ocupa o delta do Ganxes, as vantaxes proporcionadas pola riqueza do solo aluvial das chairas de inundación son compensadas polas frecuentes inundacións debidas a ciclóns e as chuvias monzónicas anuais. Estes fenómenos climatolóxicos extremos causan graves trastornos económicos e perdas de vidas humanas nesa rexión densamente poboada.

 
Inundación da chaira do río Pampanga despois do tifón Quinta de 2020 (visto desde a ponte de Santa Rosa, Nueva Ecija).

Solos das chairas de inundación

editar

O oxíxeno nos solos das chairas de inundación

editar

A composición dos solos das chairas de inundación é única e varía moito segundo a microtopografía. Os bosques de chaira de inundación teñen unha alta heteroxeneidade topográfica que crea variacións nas condicións hidrolóxicas localizadas.[24] A humidade do solo nos 30 cm superiores do perfil do solo tamén varía grandemente baseándose na microtopografía, o cal afecta a dispoñibilidade de oxíxeno.[25][26] Os solos das chairas de inundación permanecen aireados por longos períodos de tempo entre os episodios de inundación, pero durante o asolagamento, os solos saturados poden quedar desprovistos de oxíxeno se permanecen encorados o tempo suficiente. Disponse de máis oxíxeno no solo a altitudes maiores máis lonxe do río. Os bosques de chaira de inundación xeralmente experimentan períodos alternantes de actividade microbiana no solo aerobia e anaerobia, o cal afecta ao desenvolvemento das raíces finas e o desecamento.[27][28][29]

Ciclo do fósforo nos solos de chairas de inundación

editar

As chairas de inundación teñen unha alta capacidade de tamponamento para o fósforo para impedir a perda de nutrientes na corrente fluvial.[30] A carga de nutrientes de fósforo é un probelma nos sistemas de auga doce. A maior parte do fósforo en sistemas de auga doce procede das estacións municipais de tratamento de augas residuais e da escorredura agrícola.[31] A conectividade dos ríos controla se o ciclo do fósforo está determinado polos sedimentos aluviais ou por procesos externos.[31] En condicións de conectividade dos ríos, o fósforo pode facer o seu ciclo mellor, e os sedimentos e nutientes son retidos máis doadamente.[32] A auga nos sistemas de auga doce acaba sendo almacenada a curto prazo nas plantas ou algas ou a longo prazo nos sedimentos.[31] O ciclo de humidade/seca na chaira de inundación ten un grande efecto sobre a dispoñibilidade de fósforo porque altera o nivel da auga, o estado redox, o pH e as propiedades físicas dos minerais.[31] Os solos secos que foran previamente asolagados teñen unha dispoñibilidade reducida de fósforo e un aumento da afinidade para obteren fósforo.[33] As alteracións nas chairas de inundación tamén afectan o ciclo do fósforo.[34] O fósforo particulado e o fósforo reactivo soluble poden contribuír a xerar floracións de algas e toxicidade nas correntes de auga cando as proporcións nitróxeno-fósforo están alteradas máis lonxe corrente arriba.[35] En áreas onde a carga de fósforo é principalmente de fósforo particulado, como no río Mississippi, os xeitos máis efectivos de eliminar o fósforo augas arriba son a sedimentación, acreción do solo e enterramento.[36] En cuncas onde a carga de fósforo soluble é a forma principal de fósforo, a captación biolóxica nos bosques das chairas de inundación é a mellor maneira de eliminar nutrientes.[35] O fósforo pode transformarse entre carga de fósforo soluble e fósofro particulado dependendo das condicións ambientais ou procesos como a descomposición, captación biolóxica, liberación redoximórfica e sedimentación e acreción.[37] En ambas as formas de fósforo, os bosques de chaira de inundación son beneficiosos como sumidoiros de fósforo, e a desconexión causada polos humanos entre as chairas de inundación e os ríos exacerba a sobrecarga de fósforo.[38]

Contaminantes ambientais en solos de chairas de inundación

editar

Os solos de chairas de inundación adoitan ter unha alta cantidade de ecopolucionantes, especialmente a deposición de polucionantes orgánicos persistentes (POP).[39] A comprensión da distribución dos contaminantes no solo é difícil debido á alta variación da microtopografía e da textura do solo nas chairas de inundación.[40]

Notas

editar
  1. ↑ Goudie, A. S., 2004, Encyclopedia of Geomorphology, vol. 1. Routledge, Nova York. ISBN 0-415-32737-7
  2. ↑ Kovács, János (2013). "Flood Deposits". Encyclopedia of Natural Hazards. Encyclopedia of Earth Sciences Series. p. 325. ISBN 978-90-481-8699-0. doi:10.1007/978-1-4020-4399-4_137. 
  3. ↑ Scott, James C. (22 de agosto de 2017). "The Domestication of Fire, Plants, Animals, and ... Us". Against the Grain: A Deep History of the Earliest States. New Haven: Yale University Press. p. 66. ISBN 978-0-3002-3168-7. Consultado o 19 de marzo de 2023. O problema xeral da agricultura, especialmente da agricultura de arado, é que supón un labor moi intensivo. Porén, unha forma de agricultura elimina a maior parte deste labor: a agicultura de "retroceso da inundación" [baixada das augas] (tamén coñecida como decrecida ou recesión). Na agricultura de retroceso da inundación, as sementes xeralmente seméntanse ao vento sobre o limo fértil depositado por unha inundación fluvial anual. 
  4. ↑ Wolman, M. Gordon; Leopold, Luna B. (1957). "River Flood Plains: Some Observations On Their Formation". U.S. Geological Survey Professional Paper. Professional Paper. 282-C: 87. doi:10.3133/pp282C. 
  5. ↑ Wolman & Leopold 1957, pp. 91-97.
  6. ↑ Wolman & Leopold 1957, pp. 88-91.
  7. ↑ Asselman, Nathalie E. M.; Middelkoop, Hans (setembro de 1995). "Floodplain sedimentation: Quantities, patterns and processes". Earth Surface Processes and Landforms 20 (6): 481–499. Bibcode:1995ESPL...20..481A. doi:10.1002/esp.3290200602. 
  8. ↑ Leeder, M. R. (2011). Sedimentology and sedimentary basins : from turbulence to tectonics (2ª ed.). Chichester, West Sussex, UK: Wiley-Blackwell. pp. 265–266. ISBN 9781405177832. 
  9. ↑ Leeder 2011, pp. 266-267.
  10. ↑ Leeder 2011, pp. 267.
  11. ↑ Leeder 2011, pp. 269-271.
  12. ↑ Wolman & Leopold 1957, pp. 105-106.
  13. ↑ Lewin, John (outubro de 1978). "Floodplain geomorphology". Progress in Physical Geography: Earth and Environment 2 (3): 408–437. Bibcode:1978PrPG....2..408L. doi:10.1177/030913337800200302. 
  14. ↑ Wolman & Leopold 1957, p. 105.
  15. ↑ 15,0 15,1 15,2 Kulhavy, Jiri; Cater, Matjaz. "Floodplain forest ecosystems". International Union of Forest Research Organizations. Consultado o 15 de novembro de 2021. 
  16. ↑ 16,0 16,1 16,2 16,3 16,4 16,5 Klimo, Emil; Hager, Herbert, eds. (2001). The floodplain forests in Europe : current situations and perspectives. Leiden: Brill. ISBN 9789004119581. Consultado o 15 de novembro de 2021. 
  17. ↑ 17,0 17,1 Ward, J. V.; Tockner, K.; Schiemer, F. (1999). "Biodiversity of floodplain river ecosystems: ecotones and connectivity1". Regulated Rivers: Research & Management 15 (1–3): 125–139. doi:10.1002/(SICI)1099-1646(199901/06)15:1/3<125::AID-RRR523>3.0.CO;2-E. 
  18. ↑ 18,0 18,1 18,2 18,3 18,4 18,5 18,6 Bayley, Peter B. (marzo de 1995). "Understanding Large River: Floodplain Ecosystems". BioScience 45 (3): 153–158. JSTOR 1312554. doi:10.2307/1312554. 
  19. ↑ Ferreira, Leandro Valle; Stohlgren, Thomas J. (1999-09-01). "Effects of river level fluctuation on plant species richness, diversity, and distribution in a floodplain forest in Central Amazonia". Oecologia 120 (4): 582–587. Bibcode:1999Oecol.120..582F. ISSN 1432-1939. PMID 28308309. doi:10.1007/s004420050893. 
  20. ↑ Suchara, Ivan (11 de xaneiro de 2019). "The Impact of Floods on the Structure and Functional Processes of Floodplain Ecosystems". Journal of Soil and Plant Biology 2019 (1): 28–44. doi:10.33513/JSPB/1801-03 (inactivo 2024-04-30). 
  21. ↑ Hughes, Francine M.R. (decembro de 1997). "Floodplain biogeomorphology". Progress in Physical Geography: Earth and Environment 21 (4): 501–529. Bibcode:1997PrPG...21..501H. doi:10.1177/030913339702100402. 
  22. ↑ Colloff, Matthew J.; Baldwin, Darren S. (2010). "Resilience of floodplain ecosystems in a semi-arid environment". The Rangeland Journal 32 (3): 305. doi:10.1071/RJ10015. 
  23. ↑ development, Jessica Karpilo holds a B. A. in Geography from the University of Denver She has written on the subjects of sustainable; Karpilo, maps our editorial process Jessica. "What Are the 10 Deadliest Disasters in World History?". ThoughtCo. Arquivado dende o orixinal o 2020-11-27. Consultado o 2020-11-30. 
  24. ↑ De Jager, Nathan R.; Thomsen, Meredith; Yin, Yao (abril de 2012). "Threshold effects of flood duration on the vegetation and soils of the Upper Mississippi River floodplain, USA". Forest Ecology and Management 270: 135–146. ISSN 0378-1127. doi:10.1016/j.foreco.2012.01.023. 
  25. ↑ Krumbach, A. W. (outubro de 1959). "Effects of microrelief on distribution of soil moisture and bulk density". Journal of Geophysical Research 64 (10): 1587–1590. Bibcode:1959JGR....64.1587K. doi:10.1029/JZ064i010p01587. 
  26. ↑ Hupp, Cliff R.; Osterkamp, W. R. (xuño de 1985). "Bottomland Vegetation Distribution along Passage Creek, Virginia, in Relation to Fluvial Landforms". Ecology 66 (3): 670–681. Bibcode:1985Ecol...66..670H. ISSN 0012-9658. JSTOR 1940528. doi:10.2307/1940528. 
  27. ↑ Keeley, Jon E. (marzo de 1979). "Population Differentiation along a Flood Frequency Gradient: Physiological Adaptations to Flooding in Nyssa sylvatica". Ecological Monographs 49 (1): 89–108. Bibcode:1979EcoM...49...89K. ISSN 0012-9615. JSTOR 1942574. doi:10.2307/1942574. 
  28. ↑ Kozlowski, T.T. (1984). Extent, Causes, and Impacts of Flooding. Flooding and Plant Growth (Elsevier). pp. 1–7. ISBN 978-0-12-424120-6. doi:10.1016/b978-0-12-424120-6.50006-7. Consultado o 2024-04-20. 
  29. ↑ Jones, Robert H.; Lockaby, B. Graeme; Somers, Greg L. (1996). "Effects of Microtopography and Disturbance on Fine-Root Dynamics in Wetland Forests of Low-Order Stream Floodplains". The American Midland Naturalist 136 (1): 57–71. ISSN 0003-0031. JSTOR 2426631. doi:10.2307/2426631. 
  30. ↑ Arenberg, Mary R.; Liang, Xinqiang; Arai, Yuji (2020-10-01). "Immobilization of agricultural phosphorus in temperate floodplain soils of Illinois, USA". Biogeochemistry 150 (3): 257–278. Bibcode:2020Biogc.150..257A. ISSN 1573-515X. doi:10.1007/s10533-020-00696-1. 
  31. ↑ 31,0 31,1 31,2 31,3 Schönbrunner, Iris M.; Preiner, Stefan; Hein, Thomas (agosto de 2012). "Impact of drying and re-flooding of sediment on phosphorus dynamics of river-floodplain systems". Science of the Total Environment 432 (10): 329–337. Bibcode:2012ScTEn.432..329S. ISSN 0048-9697. PMC 3422535. PMID 22750178. doi:10.1016/j.scitotenv.2012.06.025. 
  32. ↑ Noe, Gregory B.; Hupp, Cliff R.; Rybicki, Nancy B. (2013-01-01). "Hydrogeomorphology Influences Soil Nitrogen and Phosphorus Mineralization in Floodplain Wetlands". Ecosystems 16 (1): 75–94. Bibcode:2013Ecosy..16...75N. ISSN 1435-0629. doi:10.1007/s10021-012-9597-0. 
  33. ↑ Baldwin, D.S.; Mitchell, A.M. (setembro de 2000). "The effects of drying and re-flooding on the sediment and soil nutrient dynamics of lowland river-floodplain systems: a synthesis". Regulated Rivers: Research & Management (en inglés) 16 (5): 457–467. ISSN 0886-9375. doi:10.1002/1099-1646(200009/10)16:5<457::AID-RRR597>3.0.CO;2-B. 
  34. ↑ Baldwin, D.S.; Mitchell, A.M. (setembro de 2000). "The effects of drying and re-flooding on the sediment and soil nutrient dynamics of lowland river-floodplain systems: a synthesis". Regulated Rivers: Research & Management 16 (5): 457–467. ISSN 0886-9375. doi:10.1002/1099-1646(200009/10)16:5<457::AID-RRR597>3.0.CO;2-B. 
  35. ↑ 35,0 35,1 Jarvie, Helen P.; Johnson, Laura T.; Sharpley, Andrew N.; Smith, Douglas R.; Baker, David B.; Bruulsema, Tom W.; Confesor, Remegio (xaneiro de 2017). "Increased Soluble Phosphorus Loads to Lake Erie: Unintended Consequences of Conservation Practices?". Journal of Environmental Quality 46 (1): 123–132. Bibcode:2017JEnvQ..46..123J. ISSN 0047-2425. PMID 28177409. doi:10.2134/jeq2016.07.0248. 
  36. ↑ Knighton, David (2014-04-08). Fluvial Forms and Processes. ISBN 978-1-4441-6575-3. doi:10.4324/9780203784662. 
  37. ↑ Hoffmann, Carl Christian; Kjaergaard, Charlotte; Uusi-Kämppä, Jaana; Hansen, Hans Christian Bruun; Kronvang, Brian (setembro de 2009). "Phosphorus Retention in Riparian Buffers: Review of Their Efficiency". Journal of Environmental Quality 38 (5): 1942–1955. Bibcode:2009JEnvQ..38.1942H. ISSN 0047-2425. PMID 19704138. doi:10.2134/jeq2008.0087. 
  38. ↑ Pagano, T. C. (2014-07-17). "Evaluation of Mekong River commission operational flood forecasts, 2000–2012". Hydrology and Earth System Sciences 18 (7): 2645–2656. Bibcode:2014HESS...18.2645P. ISSN 1607-7938. doi:10.5194/hess-18-2645-2014. 
  39. ↑ Skála, Jan; Vácha, Radim; Čupr, Pavel (xuño de 2018). "Which Compounds Contribute Most to Elevated Soil Pollution and the Corresponding Health Risks in Floodplains in the Headwater Areas of the Central European Watershed?". International Journal of Environmental Research and Public Health 15 (6): 1146. ISSN 1660-4601. PMC 6025328. PMID 29865159. doi:10.3390/ijerph15061146. 
  40. ↑ Rinklebe, Jörg; Franke, Christa; Neue, Heinz-Ulrich (outubro de 2007). "Aggregation of floodplain soils based on classification principles to predict concentrations of nutrients and pollutants". Geoderma 141 (3–4): 210–223. Bibcode:2007Geode.141..210R. ISSN 0016-7061. doi:10.1016/j.geoderma.2007.06.001. 

Véxase tamén

editar

Outros artigos

editar

Bibliografía

editar

Ligazóns externas

editar
Traído desde «https://gl.wikipedia.org/w/index.php?title=Chaira_de_inundación&oldid=6861883»
  NODES
dada 1
dada 1
Done 1
orte 3
Story 2