VI Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables Valencia, 21-24 de Junio de 2005
INESTABILIDAD DE VERTIENTES EN LOS VALLES DEL VALIRA. DATOS Y DATACIONES PARA EL ESTABLECIMIENTO DE UNA CRONOLOGÍA, POSIBLES CAUSAS. ANDORRA Y ALT URGELL (PIRINEOS ORIENTALES) TURU MICHELS, Valentí. Fundació Marcel Chevalier. Av. Príncep Benlloch 66-72, Dptx. 406, Andorra la Vella (Principat d’Andorra). E-mail:
[email protected] PLANAS BATLLE, Xavier. Dryas®. Av. Príncep Benlloch 66-72, Dptx. 407, Andorra la Vella (Principat d’Andorra). http://www.igeotest.ad/dryas/Riscos.htm
RESUMEN Los indicadores geomorfológicos permiten agrupar cronológicamente las grandes inestabilidades de ladera ocurridas en el alto valle del Valira (Principat d’Andorra y Alt Urgell). Las causas últimas que han propiciado las inestabilidades en las vertientes se pueden agrupar en les que tienen una causa neotectónica y las que no la tienen; éstas últimas son variadas y abarcan relajaciones de macizos rocosos, episodios climáticos extremos, incisiones fluviales. En este trabajo se citan y datan radiométricamente algunas inestabilidades de ladera existentes, llegando a la conclusión que la periodicidad general de las inestabilidades de las vertientes en este sector de unos 465 Km2 del Pirineo Oriental presenta una periodicidad de 3.500 años, así como una coincidencia de varios sobre los 8.770 años BP. 1. INTRODUCCIÓN GEOLÓGICA El alto valle del Valira forma parte de la zona axial pirinaica y se caracteriza por presentar un substrato rocoso tardiHercínico, afectado posteriormente por la orogénia alpina. Estos valles presentan características morfotectónicas típicas de los Pirineos Orientales, en donde el levantamiento fini-Neógeno llega a afectar al cuaternario medio (Calvet, 1999). Sobre este contexto las oscilaciones climáticas cuaternarias han sobrepuesto formas y sedimentos glaciales, que son el rasgo más llamativo de la configuración del territorio.
2. CAUSAS DE LAS INESTABILIDADES Los episodios mayores de reactivación más reciente de la orogénesis pirinaica son según Calvet (1999) en el Turoliense (entre 7 y 8 Ma) y otro de Post-Plioceno que se continua hasta el cuaternario medio. Durante el Pleistoceno, se instala en el alto valle del Valira un glaciarismo de tipo alpino. El flujo de las masas de hielo se canalizó a lo largo de los valles pre-glaciares dando a éstos una mayor amplitud. Actualmente en el alto valle del Valira se distinguen desde antiguo tres ciclos glaciares donde los dos primeros se han asociado al Riss y Würm (Llobet, 1947). Todos estos episodios formadores del relieve protagonizan y acentúan la verticalidad de las laderas de la zona del alto valle del Valira y predispone el sector a inestabilidades de ladera. Asimismo el glaciarismo acumuló una serie de sedimentos adosados en las laderas que una vez retiradas las masas de hielo se encuentran metaestables (Planas y Turu, 2004) y son susceptibles a ser remobilizados delante de eventos climáticos extremos y episodios sísmicos. La verticalidad de las vertientes rocosas erosionadas por el hielo también propició fenómenos de desprendimientos tipo alud rocoso (rock avalanche) por relajación del macizo rocoso después de la retirada glaciar. Se han distinguido dos importantes causas de inestabilidad en las laderas del alto valle del Valira: 1) Evidencia de sismoeventos y 2) Eventos climáticos extremos y de descompresión. Ambos se han clasificado por edad, distinguiendo entre deslizamientos antiguos que son anteriores al último ciclo glaciar, y deslizamientos finiglaciares - Holocenos. Los deslizamientos antiguos, por el hecho de estar fuera de la influencia del glaciarismo del Würm, está relacionado con la incisión fluvial o por una relajación de las vertientes postRissiense. Los deslizamientos finiglaciares se sitúan en la área de influencia glaciar del Würm (más al norte que los anteriores) y están relacionados con descompresiones e inestabilidades de morrenas laterales. Los deslizamientos Holocenos se producen por la continuación de relajaciones finiglaciares y por eventos climáticos extremos como los relacionados con el Tardiglaciar. Figura 1:
Se han considerado sismoeventos las acciones que por neotectónica presentan una expresión geomorfológica, como es el caso de Banyell y bajo valle de Rialb (Figura 1) con dislocaciones y fracturas del macizo rocoso asociada a la falla de Merens que han repercutido a la inestabilidades en las laderas del sector. Los sismoeventos también pueden haberse sumado a efectos climáticos extremos y magnificar la generación de inestabilidades en las vertientes. No obstante los sismoeventos también pueden quedar enmascarados por otras causas, y solo la datación sistemática de los deslizamientos podrá demostrar si existe o no una coincidencia en el tiempo, así como una gradación de la magnitud de los deslizamientos respecto a un/os foco/s. 2.1 Deslizamientos antiguos
Figura 2:
Están relacionados con descompresiones de ladera ocasionadas por una importante incisión fluvial y/o donde la acción glaciar, anterior al Würm, ha podido tener una incidencia. Para estos eventos no se han obtenido directamente dataciones absolutas, pero sí indirectamente. En el caso de Juberri la morfología y el estado de conservación de las cicatrices evidencian una edad antigua, que pueden ser superiores a los 100 Ka como se verá a continuación. Todas estos movimientos de laderas se encuentran en la zona Sur del Principat d’Andorra y Norte del Alt Urgell. Algunos ejemplos más (Figura 1) son los grandes movimientos de masa de ArduixArgolell, Certés, La Farga de Moles y Juberri.
Juberri 1281
1 Holsteiniense-Rissiense (Pleistoceno medio-superior)
Juberri 1281
2 Rissiense-Eemiense (Pleistoceno medio - superior)
El movimiento de Juberri afecta tanto a materiales de la formación superficial como el substrato rocosos (Figura 2). Turu (1994) describe entre los torrentes de Llumaneres y Aixirivall en Sant Julià de Lòria coluviones con abundante litología local y algunos elementos litológicos alóctonos, que se encuentran compactados por la acción glaciar y adosados a ellos se sitúa un till de fusión que se interpreta como un resto de morrena frontal. Dicha morrena frontal se sitúa a la misma cota altitudinal que una terraza flúvioglaciar situada a unos 2 Km al sur, emplazada a 80 metros por encima del actual lecho del río y que tiene una edad TL (Lum-27) 125 Ka ± 9% (Riss final, Figura 2.1). La parte alta de la terraza fue explotada antiguamente (TURU, 1998a), y del afloramiento existente se puede reconocer cambios de facies de la progradación de la terraza por los pedimentos. En la parte alta de éste afloramiento se observa un espejo de falla que ha producido una consolidación decreciente del pedimento, hecho que indica un deslizamiento de la vertiente profundo, probablemente en el Eemiense (último interglaciar, Figura 2.2).
De la misma edad se interpreta que pueda ser el deslizamiento de Certés y el deslizamiento a La Farga de Moles (Figura 1). En el caso de Certés (Figura 1) los sedimentos del Riss se encuentran a banda y banda de la zona afectada por el deslizamiento; también son presentes elementos litológicos alóctonos con morfologías flúvioglaciares en la plataforma de rotación (urbanización de Certés), hecho que indica que el deslizamiento es posterior a una sedimentación glaciar en las vertientes. En el caso de La Farga de Moles (Figura 1) se observan acumulaciones de bloques aislados a media ladera del margen occidental del Valira en la confluencia con el río de Sant Joan Fumat, como espejos de falla a media ladera del margen oriental del Valira expuestos en un talud de la carretera de Arcavell. 2.2 Deslizamientos ocurridos poco después y/o durante el Würm Deslizamientos con estas características se conocen un mayor número de ellas, están relacionados con la relajación de los macizos rocosos y de los materiales glaciales depositados en las laderas a causa de la descompresión por la retirada del hielo correspondiente al último ciclo glaciar. Para estos episodios se han conseguido hasta el momento algunas dataciones absolutas como es el caso de El Forn de Canillo; deslizamiento de Canólich (14.870±70 BP, ß-198808); deslizamiento Engolasters en base a los depósitos de debris flow del llano de Escaldes (1.000 Ka (Lum 24 y Lum 25). También a la altura de Adrall al pié de la N260 y a unos 20 metros del actual lecho del río de Castellbó, se ha observado una terraza fluvial muy alterada que tiene una edad TL de 120±13% Ka (Lum 26), en la cual se han observado microfallas en los sedimentos más finos. 2.4.2
Neotectónica asociadas a fallas alpinas
En el alto valle del Valira también existen fallas que afectan a depósitos del Tardiglaciar (rock glaciers), tal como se ha puesto de manifiesto en Les Fonts, Percanela (Figura 1), Banyell (Figura 6), el valle de Rialb (Clots de l’Abarsetar), la Coma de Varilles y Comís Vell siguiendo la traza de la Falla de Merens (Figura 1), estado estos últimos tapizados de till glaciar que denotan una edad del Pleistoceno superior. En el caso de Banyell se observa una bajada del nivel de base local en Els Planells de Rialb (Figura 6, punto A) y desplazamientos verticales que afectan a los canchales de fondo de valle en Les Canals de Falcobí (Figura 6, punto B). mientras que no existe incisión fluvial en el Pas del Monjo (Figura 6, punto C). Se atribuye esta bajada del nivel de base relativo del sector de Rialb a una reactivación por neotectónica (subsidéncia de La Rabassa), de edad postglaciar, y posteriormente se produce un deslizamiento (situado al norte de la Font Freda) que invade el lecho del río en el Pas del Monjo. También se ha observado que los glaciares rocosos situados en Àspres de Banyell están afectados por una reactivación de la falla de Merens (Figura 6, punto D), hecho que implica una edad Post-Tardiglacial. Finalmente decir que se han identificado numerosas plataformas de rotación y traslación en la vertiente de La Rabassa que creemos asociadas con la reactivación de la falla de Merens.
Figura 6:
A
C D
B
Cartografia geomorfológica de detalle del sector de Banyell. 1) Cicatriz, 2 y 3) Lóbulo de deslizamiento (3 = degradado), 4 y 5) Plataforma de rotación y traslación respectivamente, 6a y 6b) Canal de derrubios y lóbulo, 7) Cono de deyección, 8) Cono gravitacional (canchal), 9) Circo glacial, 10) Valle glacial, 11) Glaciar rocoso, 12) Superficie de pulido glaciar, 13) Arco morrénico, 14) Fracturas, 15) Frontera, a) Flúvioglaciar, b) Till glaciar, c) Aluvial, d) Canchal, e) Coluviones, f) Flujo gravitacional. Obsérvese la magnitud de la zona afectada que es del orden de las 300 Ha.
2.4.3
Neotectónica asociada a pequeñas fosas tectónicas
El valle más importante del Principado alberga las poblaciones de La Margineda, Santa Coloma, Andorra la Vella y EscaldesEngordany. En esto valle se ha reconocido desde antiguo fuentes termales de hasta 70ºC que han sido utilizadas en actividades industriales, térmica, sanitarias y lúdicas. Actualmente existe una importante utilización lúdica de las aguas termales a raíz de hacer posible su captación artesianamente en cantidad suficiente. Asociadas a las aguas termales han sido reconocidas abundantes mineralizaciones de sulfatos tanto en el substrato rocoso como en la formación superficial, altas temperaturas de las aguas subterráneas en determinados lugares del fondo del valle (Clot d’Emprivat), fuentes sulfurosas (Obac d’Escaldes, Canal del Mener), que denotan la existencia de fracturas afectan el substrato y que son permeables hasta importantes profundidades. Los estudios geofísicos efectuados para la captación del agua termal del centro termolúdico de Caldea en Escaldes-Engordany a finales de la década de 1980, pusieron de manifiesto que el agua termal está asociada a profundas fracturas de dirección E-W y NW-SE. Geomorfológicamente se le ha atribuido a este valle un origen glaciar. La profundidad del substrato rocoso, en la parte norte del valle, se sitúa al entorno de los 60 metros (Turu, 2000; Teixidor et al., 2003), no obstante en los laterales del valle se sitúa a menor profundidad, siendo habitual que el relieve del substrato sea escalonado. Diversos estudios geotécnicos efectuados en este sector del valle, han identificado una actividad de las fracturas del substrato que afectan el sedimento del fondo del valle, como la existencia de trazas lineales NW-SE de yeso hidrotermal, o como la evidencia de fracturas NW-SE con saltos de falla de orden métrico. Respecto a la última de las evidencias citadas se ha podido datar la afectación de la formación superficial en El Prat del Roure (Figura 1), concretamente los niveles de till subglaciar (capas 1a, 2a, 3a y 4a) que según Yi et al. (2004) resultan ser especialmente útiles para datar mediante 14C. Al norte del Prat del Roure los niveles de till datados se encuentran más altos que los mismos niveles al sur (Figura 7); los ensayos de bombeo realizados muestran la existencia de bordes positivos y negativos; la prospección geofísica mediante pseudosecciones eléctricas, muestra la presencia de estructuras verticales que ponen en contacto bloques de diferente composición, buzamientos contrarios de las capas. Lo más significativo de estas estructuras verticales, barreras y saltos es observar que algunas de ellas llegan hasta la superficie, hecho que implica una reactivación de las mismas reciente. A partir de las relaciones geométricas entre los niveles de till subglaciar se han podido distinguir dos episodios de reactivación: uno posterior a los 19.540 ± 80 BP (ß-203452) y anterior a los 15.830 ± 100 BP (ß-202588), mientras que el
segundo es posterior a los 10.930 ± 60 BP (ß-202581). Respecto al segundo movimiento cabe la posibilidad que tenga una edad anterior a 6.830 ± 60 BP (ß-124016), ya que esa fue la edad que se obtuvo de la matriz de un sedimento de gravas rodadas que se sitúa actualmente unos 25 metros sobre el actual nivel del río. Figura 7:
Interpretación de la Proyección sobre un corte S-N estructura del subsuelo en S15 (35 m) S10 (35 m) S17 (23 m) el sector del Prat del Roure. Los diferentes Flúvioglaciar-Aluvial indicios geológicos que se han expuesto marcan la 1a necesidad de estudiar estas ? 2a cubetas glaciares, y su relleno, como producto de 3a una acomodación por Capa 1a: 15.800 BP Capa 2a: 19.520 BP subsidéncia (cubeta Riss Capa 3a: 25.400 BP tectónicas), hecho que deja Capa 4a: 27.010 BP 4a Pizarras entredicho un único orígen Riss por sobreexcavación glaciar. 75 m 80 m SW-NE S-N
En recientes trabajos de prospección del subsuelo del valle de Andorra (Teixidó et al., 2003) se observa en los perfiles sísmicos a refracción PS1, PS9 y PS8 situados en los márgenes del valle, fracturas de orden métrico en el relleno sedimentario que afectan a la formación superficial. 3. CONCLUSIONES Una vez expuestos los casos estudiados se observa que en la orografía del Valira existen vestigios de movimientos de ladera desde muy antiguo asociadas a fuertes incisiones fluviales y en la confluencia con el Segre a la actividad de la fosa tectónica del Urgellet. Respecto a los finiglaciares y Holocenos se observa que no existe una única causa posible para la explicar las inestabilidades de ladera; así pues los deslizamientos más espectaculares están asociados a descompresiones de laderas rocosas ocurridas después de la retirada de los glaciares, períodos de clima extremo (Tardiglaciar), o como la neotectónica que desestabiliza laderas (caso de Rialb). Respecto a la cronología (Tabla 1) parece ser que existe una agrupación de eventos de inestabilidad en determinadas franjas temporales, y que la ciclicidad de los eventos de inestabilidad es de unos 3.500 años. De entre los casos estudiados hay que destacar un importante número de inestabilidades datadas por 14C (7 en total) al entorno de los 11-12 Ka y otro concretamente sobre el 8.770 BP. Dado que las inestabilidades se encuentran muy repartidas en el territorio ¿podría reflejar esto un precursor sísmico?. Así pues el debate queda abierto respecto a las causas de la ciclicidad.
Tabla 1 Edad en kiloaños BP (edad no calibrada) Episodio Reactivación falla Merens Actividad Graben Escaldes Deslizamiento 1 del Forn Deslizamiento 2 del Forn Deslizamiento 3 del Forn Deslizamiento 4 del Forn Sornas unidad 2a Segudet Debris flow Engolasters deslizamientos Segudet Mud flow Canal del Mener Andorra Cono deyección de Enclar La Bauma de la Margineda Llorts alud de piedras Canal derrubios El Cedre Deslizamiento Aixirivall Deslizamiento de Arcavell Deslizamiento de Canolich Número de episodios
17-16
14-13
3
4
13
12-11
11-10
10-9
6
Ciclicidad (años)
9-8
8-7
7-6
6
6-5
2
5-4
4-3
3-2
2
CALVET, M (1999). “Rythmes et vitesses d’évolution morphogénétique dans un orogène alpin. Le cas des Pyrénées orientales franco-espagnoles”. Z. Geomorph. N.E. Suppl.Bd.Berlin-Stuttgart. 118. 91-105 pp. CANTURRI. P (1989). “El Fener. Història d’un poble desaparegut”. Farmàcia el Fener (Ed.), Andorra. COPONS, R (2004). “Avaluació de la perillositat de caigudes de blocs a Andorra la Vella (Principat d'Andorra)”. Tesis doctoral, Universitat de Barcelona. 243 pp. COROMINAS, J (1990). “Influencia del glaciarismo cuaternario en la estabilidad de las laderas del valle del Valira d’Orient (Andorra)”. I Reunión Nacional de Geomorfología. Teruel. COROMINAS, J. y ALONSO, E (1984). “Inestabilidad de laderas en el Pirineo catalán: tipología y causas”. Jornadas Inest. Laderas en el Pirineo. C1-C53. Barcelona. CRUDEN D., HU, X.Q. (1993). “Exhaustion and steady-state models for predicting landslide hazards in the Canadian Rocky Mountains”. Geomorphology 8. 279-285 pp. GUILAINE, J.; MARTZLUFF, M (1995). “Les excavacions a la balma de la Margineda (1979-1991)”. Govern d’Andorra. LLOBET, S (1947). “El medio y la vida en Andorra, estudio geográfico. CSIC. Inst. Juan Sebastián Elcano-Estación de estudios pirenaicos. Barcelona. 347 pp.
NUSSBAUM, F. (1956). “Observations morphologiques dans la region de la Noguera Pallaresa”. Pirineos. XII. Núms. 39-42. 57-99 pp. PLANAS, X. I TURU, V. (2004) “Probabilidad de estabilidadinestabilidad mediante el cálculo del factor de seguridad para laderas en el Principat d’Andorra, Pirineo Oriental”; actas VIII Reunión Nacional De Geomorfología, Toledo, 367-378 SANTACTANA, N (1994). “Estudi dels grans esllavissaments d’Andorra: els casos del Forn i del vessant d’Encampadana”. Tesis de Llicenciatura. Universitat de Barcelona. 169 pp TEIXIDÓ, T.; PALOMARAS, I.; VALLS, P. y MARTÍNEZ, P. (2003) Pospecció sísmica a la cubeta d’Andorra la Vella i EscaldesEngordany; Horitzó, 4, 3-25 pp. THOS Y CODINA, S (1885). “Reconocimiento físico-geológico-minero de los Valles de Andorra”. Mariol y López De. Barcelona. 94 pp. TURU, V (1994). “Datos para la determinación de la màxima extensión glaciar en los valles de Andorra (Pirineo Central)”. Geomorfología en España (Arnáez-Vadillo; García-Ruiz; GómezVillar, Ed.). Logroño. Tomo 1. 256-273 pp. TURU, V.; BORDONAU, J. y VILAPLANA, J.M., (1995). “La sección de Sornàs (Andorra, Pirineo Central)”. Actas de la III Reunión del Cuaternario Ibérico, GTPEQ-AEQUA (Ed.), Coimbra, 209-214 pp. TURU, V. (1998a) “Els recursos del subsòl del Principat d’Andorra”; Actes de l’onzena diada d’Andorra a la XXX Universitat Catalana d’Estiu de Prada de Conflent, 14 al 24 d’agost de 1998, (Societat Andorrana de Ciències, Eds.), 19-42 TURU, V (1998b). “Interpretación genética de la unidad deformada de la sección estratigráfica de Sornàs. Un drumlin en los valles de la Valira del Nord, Pincipado de Andorra, (Pirineos Orientales)”; Actas del V e Congres Nacional de Geomorfologia celebrat a Granada del 15 al 18 de setembre de 1998, 445-454 TURU, V. (2000) “Aplicación de diferentes técnicas geofísicas y geomecánicas para el diseño de una prospección hidrogeológica de la cubeta de Andorra, (Pirineo Oriental), implicaciones paleohidrogeológicas en el contexto glacial Andorrano”; actualidad de las técnicas geofísicas aplicadas en hidrogeologia, ITGE (Ed.), pàg 203-210 YÁNEZ, C (2003). “La tomba de Segudet (Ordino): una nova aportació al neolític a Andorra”. Recerca històrica, 1. SAC. YI, Ch.; LIU, K.; CUI, Z.; JIAO, K.; YAO, T. i HE, Y. (2004) AMS radiocarbon dating of late Quaternary glacial landforms, source of the Urumqi river, Tien Shan: A pilot study of 14C dating on inorganic carbon; Quaternary International, 121, 99-107
