J.L. Peña, L.A. Longares y M. Sánchez (Eds.) ISBN: 84-96214-29-X Geografía Física de Aragón. Aspectos generales y temáticos Universidad de Zaragoza e Institución Fernando el Católico. Zaragoza, 2004

LOS MOVIMIENTOS EN MASA DEL ALTO GÁLLEGO

J. M. García-Ruiz (1), J. Chueca (2) y A. Julián (3) (1)Instituto Pirenaico de Ecología, CSIC

(2) Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio, Facultad de Ciencias Humanas y de la Educación. Huesca

(3) Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio. Universidad de Zaragoza,.

Resumen. Se analizan los tipos principales de movimientos en masa identificados en el curso alto del río Gállego (Pirineo aragonés). Dentro de los movimientos superficiales, se mencionan los rasgos de deslizamientos planares, flujos de derrubios y zonas con procesos de flujo lento por solifluxión. Dentro de los movimientos profundos, se apuntan las características básicas de deslizamientos, flujos, y desprendimientos y avalanchas rocosos. Los movimientos de plano profundo están muy vinculados a la existencia de energías de relieve marcadas y una estructura lito-estructural particular, con extensos afloramientos de pizarras paleozoicas, muy alteradas, en el tramo de cabecera. En cambio los movimientos superficiales están, en gran parte, ligados a actividades humanas: deforestación del piso subalpino y de la montaña media que provoca, predominantamente en episodios de saturación del regolito, una disminución de la resistencia frente a las fuerzas de cizalla.

Palabras clave: Movimientos en masa, Alto Gállego, Pirineo aragonés.

Abstract. The main types of mass wasting identified in the upper Gállego valley (Aragonese Pyrenees) are analyzed. Among shallow slope failures, the characteristics of planar slides, debris flows and slow solifluction processes are mentioned. Among deep slope failures, basic characteristics of slides/slumps, flows and rockfall and rock avalanches are described. The deep movements are linked to high energy landscapes and particular lithological-structural disposition (extensive outcrops of altered shales located in the uppermost section of the valley). On the contrary, the superficial movements are mainly linked to anthropic activity: deforestation of the subalpine stage and middle mountain areas that generates, under regolite saturation, a decrease of the resistence against shear stresses.

Key words: Mass wasting, Upper Gállego valley, Aragonese Pyrenees.

Introducción La ocurrencia de movimientos en masa superficiales y profundos es un fenómeno muy

frecuente en el tiempo y en el espacio en áreas de montaña. Las elevadas precipitaciones, las fuertes pendientes y los desniveles y la presencia de fracturas o discontinuidades en el sustrato favorecen su formación, si bien existe un acuerdo general sobre la gran importancia del tipo de roquedo, que puede estar más o menos tectonizado o puede meterorizarse con mayor o menor intensidad. Varios trabajos confirman la presencia de distintos tipos de movimientos en masa en el Pirineo aragonés. Así, en el caso de los movimientos profundos, Bixel et al. (1985) cartografiaron

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parte de los grandes deslizamientos de la cabecera del Gallego; García Ruiz (1989) describió los rasgos más destacados de los movimientos de ladera en la cuenca superior del río Gallego, con representación cartográfica de cicatrices y lenguas de despegue, así como de los sectores afectados por solifluxión; Chueca et al (2000) y Julián et al. (2000) hicieron especial hincapié en los movimientos en masa del alto Gallego, dentro de un estudio general sobre el relieve de ese sector. Dentro de este valle el gran deslizamiento (slump) de Biescas-Arguisal ha sido objeto de estudio por García Ruiz et al. (2002) También sobre movimientos en masa profundos puede encontrarse información en García Ruiz et al. (1992) sobre la geomorfología del alto valle del Ésera, y en Chueca (1993) y Julián & Chueca (2002 a, b) sobre un amplio sector de la Alta Ribagorza aragonesa.

Fig. 1. Situación del área de estudio

Por lo que se refiere a los deslizamientos superficiales, que afectan sólo al regolito o tienen su plano en el contacto con el sustrato, la solifluxión ha sido estudiada por Creus & García Ruiz (1977) en el alto valle del Gállego, y por Chueca & Julián (1995) en el tramo pirenaico aragonés oriental; los movimientos planares han sido objeto de estudio de estudio por García Ruiz & Puigdefábregas (1982 y 1984) y Puigdefábregas & García Ruiz (1983) en el extenso afloramiento de flysch eoceno, y las coladas o flujos de derrubios se han analizado, también en el flysch, por Lorente et al. (2002 y 2003).

Así, pues, directa o indirectamente, la cuenca superior del río Gallego, desde la Depresión Interior hacia el norte, ha sido objeto de numerosos trabajos, que informan acerca de las características geomorfológicas más destacadas, su distribución espacial e incluso su temporalidad, aunque en este aspecto aún son necesarias aproximaciones más detalladas.

ZaragozaLleida

Huesca

Teruel

0 50 100 km

P I R I N E O S

Jaca

Área de estudio

N

Los movimientos en masa del Alto Gállego 143 1. EL ÁREA DE ESTUDIO

El curso superior del río Gallego (Fig. 1) atraviesa de norte a sur varias de las unidades estructurales del Pirineo Central. En su tramo más septentrional cruza el Pirineo Axil, con materiales paleozoicos afectados por el plegamiento herciniano. Posteriormente penetra en las Sierras Interiores y en el flysch, antes de pasar por la Depresión Interior Altoaragonesa y las molasas prepirenaicas., todas ellas correspondientes a la cobertera mesozoica plegada por los movimientos alpinos.

Fig. 2. Cortes geológicos del área de estudio. Leyenda: 10) Pizarras y calizas; 11) Caliza negra tableada;

12) Pizarras; 13) Calizas versicolores; 17) Caliza de Moncalvos; 18) Calizas de Gabiedou; 20) Alternancia de pizarras y areniscas; 21) Calizas griottas negras masivas o tableadas. Liditas; 23) Grauwacas y pizarras; 24) Andesitas de Ossau; 25) Pizarras negras y carbón. Pizarras tobáceas. Conglomerados brechoides;

26) Lutitas, areniscas y calizas grises; 27) Areniscas rojas; 31) Basaltos; 32) Lutitas, areniscas rojas y calizas; 56) Cuarcitas y pizarras; G) Granitos del batolito Panticosa-Cauterets (modificado de Ríos et al., 1989).

En el sector axil se localizan importantes batolitos graníticos (macizos de Panticosa y

Balaitús) y los restos de manifestaciones volcánicas de variada intensidad (pico de Anayet, Campo de Troya), con marcadas aureolas metamórficas (por ejemplo, en los picos del Infierno). Unos y otros forman relieves destacados, que pueden superar los 3000 m. Pero lo más llamativo es la gran extensión que ocupan las pizarras silúricas, devónicas y carboníferas, con formas más suaves y

23 32

31

27

26

25

1223

2123

20

23

2321

17

56

17

12

Sector deCampo de Troya

Río Gállego

Las FerreturasSector deArroyeras

Sector deColl de Soba

Sector dePeiralún

SSO NNE

242.000

1.000

3.000 m

3.000 m

2.000

1.000

0

0 1 2 3 km10

11

12

13

12

13 1212

13

1856

12

18

12

G

G

Feniás

SectorArgualas-Garmo Negro

Sector deInfiernos Gran Facha

NNESSO

El Pueyo

Cucuraza

Sector dePecico

144 J.M. García-Ruiz, J. Chueca y A. Julián

paisajes más abiertos en la parte superior de la cuenca del Gállego, a veces interrumpidas por pequeños macizos calcáreos (Peña Foratata) (Julián et al., 2000) (Fig. 2).

Más al sur, las Sierras Interiores se componen de gruesos bancos de calizas compactas del Campaniense y de calizas arenosas alternando con bancos de areniscas del Maestrichtiense. Durante el plegamiento alpino estos materiales fueron desplazados hacia el sur mediante despegues y mantos de corrimiento que originan cabalgamientos y pliegues en cascada. La resistencia de los materiales explica en gran parte el desarrollo de una topografía muy abrupta con escarpes verticales que en su vertiente norte alojan circos glaciares. El flysch, de edad eocena, está constituido por delgadas capas de areniscas y margas muy tectonizadas, con predominio de laderas regularizadas y divisorias alomadas

Aunque el alto valle del Gállego ve disminuir notablemente las influencias oceánicas, la estación de Panticosa, a 1650 m s.n.m., registra una precipitación media anual de 1576 mm. En las áreas más elevadas la precipitación media debe estar en torno a 2500 mm, en su mayoría concentrados a lo largo de la estación fría. Las Sierras Interiores, que representan un marcado incremento de las precipitaciones, acentúan el gradiente norte-sur, relacionado con el relieve, debido al efecto de barrera orográfica, de manera que hacia el sur la influencia mediterránea se deja sentir con más fuerza. La innivación es muy frecuente y la isoterma de 0º C durante la estación fría se localiza hacia 1635 m (García Ruiz et al., 1985), incrementando la presencia de agua en el suelo y su saturación en primavera al unirse la fusión nival a una reactivación del paso de frentes.

La distribución de la vegetación se halla profundamente alterada por la actividad humana, lo que tiene importantes consecuencias sobre la ocurrencia de movimientos en masa superficiales, tanto en el paleozoico como en el sector del flysch. El límite superior del bosque, de contornos muy sinuosos en la actualidad, ha descendido mucho en altitud tras la deforestación de la Baja Edad Media (Montserrat, 1992) y posteriores etapas de sobreexplotación de los recursos forestales de la zona. Por otro lado, por debajo de 1600 m la expansión de las áreas cultivadas en las laderas solanas y su abandono es responsable de la proliferación de formaciones de matorral y de bosques relativamente jóvenes.

2. MÉTODOS Los estudios llevados a cabo en el alto valle del Gállego sobre movimientos en masa han

desarrollado diferentes métodos de gabinete y campo. Se procedió, en primer lugar, a la elaboración de mapas geomorfológicos, con la localización de los distintos tipos de movimientos en masa por medio de fotografías aéreas y trabajo de campo (García Ruiz, 1989; Chueca et al., 2000). En el caso de los movimientos superficiales, inicialmente se controló el desplazamiento de lóbulos de solifluxión por medio de estaquillas y se midieron diferentes parámetros de cicatrices y lenguas de deslizamientos planares y de flujos de derrubios; en la actualidad, utilizando medidas repetidas con GPS diferencial, se trabaja en el sector de El Portalet-Pico de Estrémére cuantificando los desplazamientos por geli-solifluxión registrados en puntos significativos y contrastados de las laderas de la zona.

En el caso de los movimientos más profundos se ha tratado de obtener alguna referencia cronológica por métodos indirectos. En los grandes deslizamientos de El Formigal, Ibón de Tramacastilla y Biescas-Arguisal se han estudiado (por medio de sondeos o en perfiles) los sedimentos acumulados en paleolagos relacionados con la ocurrencia de tales movimientos. Se han obtenido muestras de polen concentrado y se han datado por AMS C14 (García Ruiz et al., 2003)

Los movimientos en masa del Alto Gállego 145 3. RESULTADOS

Los movimientos en masa profundos son especialmente frecuentes en las pizarras paleozoicas del curso superior del Gállego (Fig. 3). Sobre un material muy meteorizado en profundidad y fuertemente tectonizado, se han desarrollado grandes lenguas de despegue que pueden definirse en la mayor parte de los casos como flujos de tierra (earth flows). Algunos de ellos superan 1 km de longitud, con el típico corrugamiento a lo largo de la lengua de despegue como consecuencia del movimiento viscoso, de manera que los materiales implicados sufren una deformación continua donde no se identifican superficies de rotura (Fig. 4). Las áreas afectadas quedan delimitadas por la presencia frecuente de levées laterales. En cabecera se han desarrollado grandes cicatrices de forma semicircular, muy bien marcadas por una pendiente más abrupta y donde pueden apreciarse las características del sustrato rocoso afectado por el deslizamiento: las pizarras aparecen sin estructura definida, debido tanto a la meteorización como a la densísima fracturación.

Fot. 1. Cicatriz de arranque y lengua de despegue del macroflujo de Travenosa, en las proximidades de Panticosa.

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Fig. 3. Movimientos en masa en Escarrilla-Sallent-Formigal-El Portalet (modif.. de Chueca et al., 2000)

Los movimientos en masa del Alto Gállego 147

La mayor densidad se alcanza en la estación de esquí de El Formigal y entre ésta y el puerto de El Portalet, así como en la vertiente suroccidental de Peña Foratata. En torno a Sallent de Gállego, entre el embalse de La Sarra y el de Lanuza, dos grandes deslizamientos complejos con procesos añadidos de flujo descienden hasta el río Aguas Limpias. También son muy frecuentes, aunque de menores dimensiones, al oeste de Tramacastilla, hasta el embalse de Escarra y el Ibón de Tramacastilla. La mayoría de los movimientos cartografiados parecen poco activos, pero en algunos casos está claro que sigue habiendo pequeños desplazamientos locales. Así sucede en la margen derecha del embalse de Lanuza, donde un gran deslizamiento ha experimentado una reactivación reciente quizás relacionada con la elevación del nivel freático causada por la construcción del embalse. De igual forma, la carretera entre Sallent y El Portalet está afectada por movimientos continuos relacionados con antiguas lenguas de despegue, probablemente vinculados al encajamiento del río Gállego.

Fot. 2. Avalancha rocosa al pie de los relieves en cuesta de Punta Cochata y Punta Canteros, en las proximidades de Escarrilla.

148 J.M. García-Ruiz, J. Chueca y A. Julián Las dataciones obtenidas hasta el momento sugieren la existencia de un periodo activo en

torno a 20.000 BP, es decir, coincidiendo con la expansión de los glaciares pirenaicos a finales del Pleistoceno y la consiguiente deglaciación. García Ruiz et al. (2003) han demostrado que los sedimentos acumulados en el Ibón de Tramacastilla muestran hacia el 20.000 BP un cambio de facies, siendo anteriormente carbonatados y posteriormente silíceos. Este cambio se relaciona con un cambio en el trazado del barranco de Ordecito, que inicialmente drenaba hacia el Ibón, pero cuyo curso fue desviado más hacia el norte por un deslizamiento. El lóbulo frontal de este último causó la formación de un pequeño lago que se rellenó de sedimentos. La fecha obtenida a partir de polen concentrado obtenido en los sedimentos es 20.600 ±170 años BP (AZ-35870).

De igual forma, en El Formigal, a la altura del Corral de las Mulas, un gran deslizamiento provocó el represamiento temporal del río Gallego y la formación de un pequeño lago del que han quedado restos de sedimentos. La datación de polen concentrado ha dado 20.150 ±150 años BP (AZ-35867) (García Ruiz et al., 2003).

La formación de estos deslizamientos parece posible sólo si los glaciares han retrocedido hacia posiciones de cabecera. En ese caso, la relajación estructural provocada por la deglaciación explicaría el despegue de numerosas lenguas en la ladera, tal como ha sido señalado para el Pirineo catalán por Corominas (1990).

Son también relativamente abundantes en la cabecera del Gállego los desprendimientos y avalanchas rocosos, desarrollados fundamentalmente sobre litologías calcáreas, muy fisuradas por la existencia de una densa red de fracturación y diaclasado que ayuda en la génesis de bloques individualizados. Son movimientos masivos, extremadamente rápidos, generados en condiciones topográficas muy específicas, con presencia de cantiles o escarpes verticalizados que permiten la caída libre de los materiales (Fot. 2). Destacan por su volumen los casos localizados al pie del sinclinal colgado de Peña Foratata, o al pie de los relieves en cuesta de Punta Cochata y Punta Canteros; en ambos casos se identifican desprendimientos y avalanchas rocosos puros, pero también combinaciones con movimientos de flujo. Otros ejemplos de menores dimensiones los encontramos en las cercanías de El Portalet o del Pico Tosquera, y en el sector de Ibonciecho.

Más al sur, en el sector del flysch el ejemplo mejor estudiado es el de Biescas-Arguisal (García Ruiz et al., 2002), que muestra parcialmente signos menores de actividad (grietas, pequeños movimientos en torres del tendido eléctrico y avances hacia la carretera general). Se trata de un gran slump que en la parte alta de la ladera (margen derecha del río Gállego) muestra un escarpe de casi 2 km de longitud. Al pie del mismo se localiza una gran masa deslizada de unos 900 m que interrumpe la continuidad de la morrena lateral del Gallego. La presencia de otros escarpes intermedios dentro de la masa deslizada y de antiguos lagos a sus espaldas indica la existencia de movimientos rotacionales. Los lagos aparecen completamente rellenos de sedimento. La Fig. 4 incluye, en corte, dos posibles interpretaciones del deslizamiento de Biescas-Arguisal. La primera sugiere que en realidad existen dos planos de deslizamiento paralelos, uno responsable principal, incluyendo la rotación que explica la ubicación del lago, y otro inmediatamente por debajo del lago. En la segunda interpretación también hay dos planos de deslizamiento paralelos, pero su significado es muy distinto: inicialmente se habría producido una cicatriz y su consiguiente despegue y, más tarde, la cicatriz de cabecera experimentaría un nuevo desplome, esta vez rotacional, que se superpondría al anterior. Desde un punto de vista cronológico las dos interpretaciones llevan a situaciones diferentes: En el primer caso toda la masa deslizada se ha movido en el mismo momento, mientras que en el segundo caso el slump en el que se aloja el lago es claramente posterior al resto. El estudio de los sedimento alojados en uno de los lagos arroja

Los movimientos en masa del Alto Gállego 149 poca luz al respecto. Las dataciones con polen concentrado dan fechas erróneas por contaminación y el diagrama polínico sugiere una fecha de ocurrencia dentro del Holoceno Medio o Reciente, si bien el cuerpo principal del movimiento en masa podría ser mucho más antiguo (García Ruiz et al., 2002).

Fig. 4. Posibles interpretaciones del slump de Biescas-Arguisal. 1: Sustrato no deslizado. 2: Cono aluvial. 3: Terraza, llanura aluvial del río Gállego. 4: Material deslizado.

Los movimientos superficiales son, básicamente, de dos tipos: lentos y rápidos. En el primer

caso destacan los procesos de solifluxión, que dan lugar a pequeños lóbulos, sobre todo al pie de vertientes, allí donde el espesor del regolito es mayor y donde se concentra más humedad, aunque no son infrecuentes a media ladera o incluso cerca de la divisoria. Unas veces son fenómenos típicos de montaña húmeda, donde la presencia de agua abundante, aunque sea estacionalmente, es el fenómeno más importante, y otras implican la congelación del lóbulo durante la estación fría. Creus & García Ruiz (1977) estudiaron la movilidad de los lóbulos de solifluxión del alto valle del

150 J.M. García-Ruiz, J. Chueca y A. Julián

Gállego (Estación de El Formigal) y comprobaron que las diferencias de desplazamiento se relacionan, sobre todo, con el contenido de humedad del regolito y con la proporción de arcillas. El desplazamiento anual medio observado está en torno a 40 mm, si bien en condiciones de elevada humedad puede superar los 100 mm. Los trabajos de monitorización actualmente en curso desarrollados en el entorno de El Portalet-Pico de Estrémére, en cotas altitudinales entre los 1.800-2.000 m, arrojan valores de desplazamiento similares, muy condicionados por la mayor o menor presencia estacional de humedad en el subsuelo (Fot. 3).

Fot. 3. Control mediante GPS diferencial de movimientos en masa lentos en zonas con solifluxión (sector El Portalet- Pico de Estrémére).

Los movimientos rápidos corresponden a deslizamientos planares que afectan a todo el regolito y ocasionalmente a parte del sustrato. Forman una cicatriz de varios metros de diámetro y alrededor de 1 ó 1,5 metros de profundidad. Ladera abajo pueden formar un pie lobado con desplazamiento muy corto o bien evolucionar hacia flujos de derrubios con lengua alargada delimitada por levées laterales. El primer caso suele corresponder a ambientes subalpinos, sobre laderas rectilíneas próximas a las divisorias y están muy relacionados con la deforestación. Puigdefábregas & García Ruiz (1983) demostraron que las laderas con más de 30º de pendiente son inestables incluso con el regolito seco, mientras que las que cuentan con menos de 15º de pendiente son estables incluso con el suelo saturado. De ahí que las vertientes que tienen más de 30º aparecen casi totalmente desmanteladas o con escasos restos del regolito original, que evoluciona entonces

Los movimientos en masa del Alto Gállego 151 hacia terracillas de gelifluxión a modo de pequeños escalones flanqueados en su borde externo por gramíneas (Del Barrio & Puigdefábregas, 1987).

En cambio, los flujos de derrubios son más propios de la montaña media, en laderas de matorral y en los bordes de antiguos campos de cultivo, sobre sustrato de flysch y preferiblemente en exposición solana (Lorente et al., 2002). Muchos de ellos se asocian a cicatrices de antiguos deslizamientos profundos. La cicatriz tiene una anchura media de 15,4 m y la altitud media a la que aparecen es de 1157 m, con mayor frecuencia entre 900 y 1200 m, confirmando la influencia de usos del suelo históricos. La mayoría de las cicatrices se produce en torno a 30º de pendiente, siendo pocos los flujos de derrubios que alcanzan la red fluvial.

4. CONCLUSIONES El alto valle del Gállego cuenta con una gran profusión de movimientos en masa de diferente

envergadura, grado de funcionalidad y edad. Los movimientos de plano profundo están muy vinculados con la existencia de energías de relieve marcadas y una estructura lito-estructural particular, con extensos afloramientos de pizarras paleozoicas, muy alteradas, en el tramo de cabecera; en este contexto, la deglaciación inmediatamente posterior al último máximo glacial pudo favorecer el relajamiento estructural de las laderas en un sustrato muy meteorizado y tectonizado. Con menor frecuencia, estos movimientos aparecen también en el sector de flysch, aunque su adscripción cronológica es aún dudosa. En cambio los movimientos superficiales están, en gran parte, ligados a actividades humanas: deforestación del piso subalpino y de la montaña media que provoca, predominantamente en episodios de saturación del regolito, una disminución de la resistencia frente a las fuerzas de cizalla. En uno u otro caso, su ocurrencia es un factor de riesgo importante para la conservación de infraestructuras.

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