Estos contenidos están protegidos © Alberto González Díez. Febrero 2005
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Relaciones deslizamientos - clima
1. INTRODUCCIÓN
Una de las ideas más profundamente
arraigadas en el pensamiento científico es
que los movimientos de ladera, también
llamados deslizamientos de ladera, procesos
de inestabilidad de ladera, movimientos en
masa, deslizamientos (s.l.) o argayos (en
Vizcaya, Cantabria y Asturias), que son
fenómenos controlados por la acción de la
gravedad, tienen una estrecha relación
causa-efecto con el clima. Sin embargo, hay
ocasiones en las que esta relación no es
evidente; ni existe relación con el clima,
ni con cualquier otro de los factores que se
consideran desencadenantes; ocurriendo sin
una razón aparente en cuanto a su
causalidad. Excluyendo esta situación, este
trabajo centra su enfoque en aquellos
movimientos que si tienen relación con el
clima. Cabe señalar que se ha avanzado
notablemente en el conocimiento de las
relaciones entre movimientos de ladera y el
clima. Relaciones que han sido recientemente
presentadas y discutidas, en una serie de
trabajos científicos y que
Corominas (2000) detalla, en cuatro puntos:
-
La investigación de umbrales de
precipitación que permitan una
predicción a corto plazo y una mejora de
los sistemas de alerta.
-
El establecimiento de la actividad de
deslizamientos en el pasado y la
determinación de su frecuencia, que
sirve para determinar su probabilidad
temporal, y los modelos de amenaza ante
estos fenómenos.
-
La predicción de las respuestas de
deslizamientos frente a las
fluctuaciones climáticas. En áreas de
montaña los grandes deslizamientos
dormidos han llegado a ser una amenaza
para la población e infraestructuras. El
análisis de su actividad pasada y
reciente arroja luz para predecir su
comportamiento en el futuro.
-
Contrastar la fiabilidad del uso de
deslizamientos como geoindicadores de
cambio de las condiciones climáticas.
Cambios en el patrón de la actividad de
deslizamientos se pueden interpretar
como cambios en las condiciones
hidrológicas de las laderas, que en
último caso están controladas por el
clima.
Estos cuatro puntos se pueden resumir en dos
grandes líneas.
Una dirigida al estudio de la influencia de
factores ambientales como son la
precipitación, temperatura, vegetación, tipo
de movimiento, modelo hidrológico, etc., en
el desencadenamiento de movimientos de
ladera en las condiciones climáticas
presentes. La otra línea, se encamina hacia
extraer conclusiones sobre el papel de los
movimientos de ladera en la evolución del
relieve, y cómo este conocimiento permite
mejorar los pronósticos de amenaza y del
papel de los argayos como indicadores
climáticos pasados.
Históricamente, los estudios para el
análisis de las relaciones entre el clima y
los movimientos de ladera se han orientado
hacia el análisis de la frecuencia,
extensión o intensidad de los deslizamientos
ocasionados por factores climáticos. Las
aplicaciones de este tipo de estudios se han
dirigido hacia: a) la identificación de
zonas con distintos niveles de
susceptibilidad en relación con estos
procesos, para la realización de mapas de
amenazas o de peligrosidad que sirvieran
como instrumentos preventivos para la
mitigación de riesgos (Cotecchia, 1978;
Brabb, 1984; Flageollet, 1984; Varnes, 1984;
Cendrero et al., 1987a, 1987b, 1987c;
Hartlen y Viberg, 1988; Duque et al., 1990 y
González et al., 1992); b) los encaminados
al estudio detallado de movimientos
específicos, a través de la determinación de
sus características físico-químicas y
geotécnicas, con el fin de mejorar el
conocimiento sobre el tipo de procesos que
se desarrollan en ellos y los factores que
los determinan y, en último término,
elaborar modelos analíticos sobre los mismos
(Lambe y Whitman, 1969; Chowdury, 1978,
1984; Hoek and Bray, 1981; Grahan, 1984;
Bromhead, 1986 y Anderson y Richards, 1987).
Los estudios de evolución del relieve y los
encaminados al diseño de sistemas de alerta
que prevengan su ocurrencia, están
fuertemente ligados al primer grupo.
Mientras que el establecimiento de modelos
hidrológicos que muestren las relaciones
entre actividad y deslizamiento corresponden
al segundo grupo.
La idea de los autores que han participado
en este trabajo no es la de hacer una
revisión exhaustiva del estado del
conocimiento de este ámbito científico. Una
revisión así requeriría un contexto más
amplio y meditado que el planteado en el
presente trabajo. Por el contrario, se
pretende hacer una reflexión sobre el papel
de dichos factores ambientales en la
inestabilidad de laderas tanto en las
condiciones climáticas presentes como
pasadas.
2. RELACIONES ENTRE MOVIMIENTOS DE LADERA Y
CLIMA EN EL PRESENTE
Los movimientos de ladera afectan a casi
todo tipo de áreas geográficas, con
condiciones climáticas muy diferentes, y
constituyen un importante mecanismo de
denudación y evolución del relieve; además,
el desarrollo de este tipo de procesos se ve
fuertemente influenciado por factores de
tipo climático, con lo que es de esperar que
los cambios en el clima se reflejen en la
frecuencia, extensión o intensidad de los
deslizamientos.
Un desencadenante es un estímulo externo que
causa modificaciones en la geometría de la
ladera, casi de forma inmediata, debido a un
rápido incremento de las tensiones o por una
reducción de la resistencia del material de
la ladera (Wieczorek, 1996). Según Palmquist
y Bible (1980), tres son los factores
desencadenantes que actúan principalmente en
el desarrollo de movimientos en masa: el
clima, los terremotos y el tectonismo. No
obstante, existen otros factores
desencadenantes de menor incidencia, como
por ejemplo: las actividades humanas,
incluyendo los cambios de uso del suelo, así
como la relajación litostática (Ancochea et
al., 1990, 1994; Fúster et al., 1993;
Cendrero y Dramis, 1995, González, 1995).
Las referencias existentes en la literatura
científica en relación con el clima como
factor desencadenante de deslizamientos,
hacen pensar que, si bien es cierto de que
existen otros factores desencadenantes, el
clima juega un papel relevante. Este papel
ha quedado manifestado desde los comienzos
del estudio de estos procesos. Desde
principios del siglo 20 se han llevado a
cabo clasificaciones de movimientos de
ladera considerando a este factor como uno
de los responsables de la génesis de las
diferentes tipologías de movimientos
(Sharpe, 1938, Hutchinson, 1968; Hutchinson
y Bhandari, 1971).
Por otra parte, desde el punto de vista del
análisis de la inestabilidad de laderas, el
clima constituye un factor determinante,
contribuyendo para que se den las
condiciones inestables (factor
condicionante) como participando en el
estímulo que desencadena la ruptura (factor
desencadenante). De todos los parámetros
climáticos, los que más participan en la
inestabilidad son tanto la precipitación y
fusión de nieve como la temperatura, aunque
es la lluvia la que más interviene en
términos porcentuales. Ambos parámetros
participan en la génesis del proceso no sólo
condicionando su distribución espacial, sino
también desencadenando el movimiento.
2.1. El papel de la lluvia, la fusión de
nieve, el agua subterránea y el aumento del
caudal en los cursos fluviales adyacentes,
en la inestabilidad de laderas
2.1.1. La lluvia
La lluvia actúa típicamente, en la
inestabilidad de laderas, aportando agua al
sistema, lo que conlleva, principalmente, la
saturación del material situado en la
ladera. Esta saturación conduce a cambios en
las tensiones internas del material, debidas
a incrementos de la presión de agua en los
poros del mismo. Los incrementos de las
presiones intersticiales modifican las
tensiones efectivas desencadenando un
descenso en el valor del esfuerzo precisado
para producir la ruptura en el material.
Cabe señalar que los incrementos de la
presión de poros no están ligados
exclusivamente, a aumentos en la saturación
de agua; también pueden deberse a
incrementos de las sacudidas sísmicas
(Radbruch-Hall y Varnes, 1978; Solonenko,
1972).
2.1.2. La fusión de nieve
En regiones de alta montaña, los episodios
de fusione de nieve o hielo glaciar de
manera aislada o en combinación con la
temperatura y precipitación pueden
desencadenar deslizamientos del tipo flujo
de derrubios, (Sidle y Swanston, 1982;
Eisblacher y Clague, 1984; Sandersen et al.,
1996; Jacob et al. 1997; Jacob y Weatherly,
2003). Muchos de los flujos de derrubios que
se desarrollaron en los Alpes Suizos por
lluvias intensas, en 1987, tuvieron su
inicio en áreas ocupadas por permafrost y el
hielo que se derritieron favoreciendo la
inestabilidad (Zimmermann y Haeberli, 1992).
2.1.3. Relaciones entre el flujo de agua
dentro del deslizamiento y la ruptura
La presencia de agua infiltrada en los
materiales de una ladera incrementa la
presión en los poros del mismo, rebajando
las tensiones efectivas y propiciando que
éste rebase su límite de resistencia y
rompa.
El agua infiltrada proviene principalmente
de las precipitaciones, del deshielo y de la
escorrentía superficial y subterránea. La
relación entre la cantidad de agua que se
infiltra en el material y el flujo de agua
que drena controla los cambios en la presión
del agua en los poros. Así, cuando el agua
infiltrada aumenta, la presión en los poros
de los materiales que conforman la ladera se
eleva hasta un nivel crítico en el que tiene
lugar la rotura. La tasa de infiltración
está influenciada por la pendiente de la
superficie de la ladera, la cobertera
vegetal y por la permeabilidad de los
materiales. El aumento de la presión del
agua puede producirse de forma rápida, si la
conductividad hidráulica de los materiales y
las condiciones de la ladera son favorables,
mientras que en las laderas con buen drenaje
es necesario el aporte de un gran caudal de
agua para que aumente la saturación.
En materiales poco permeables la entrada y
salida de agua es lenta. En tales casos,
será más fácil que suceda una rotura si
dichos materiales están en un estado de
presaturación. Este estado puede alcanzarse
durante un lapso de tiempo variable,
anterior a la ocurrencia del movimiento (por
ejemplo a partir de precipitación
antecedente). El estado presaturado reduce
la succión del suelo y predispone al
incremento de la presión hídrica en los
poros, que aumentaría fácilmente con un
pequeño aporte de agua adicional (Sandersen
et al., 1996; Wieczorek, 1987). Cuando en el
balance hídrico de los materiales el agua
acumulada antecedente es un factor
relevante, deberá tenerse en cuenta la
evapotranspiración en dicho balance. Por
otra parte, en suelos arcillosos pueden
alcanzarse sobrepresiones cuando existen
vías de agua preferenciales (bioturbación
animal o vegetal, tubificaciones o grietas)
que facilitan la concentración de agua
subterránea con la consiguiente elevación de
la presión de agua en los poros (Corominas y
Alonso 1990).
Debido a que los materiales de grano fino
drenan lentamente, la reactivación de un
deslizamiento ocurre normalmente como
respuesta al incremento de la presión de
agua causada por flujo de agua acumulado con
anterioridad. Desde este punto de vista, el
agua acumulada para producir un movimiento
grande debería ser mayor que para uno
pequeño.
La presencia de agua en las grietas y
fisuras de macizos rocosos puede elevar la
presión desestabilizando la roca. Sin
embargo, a medida que el movimiento progresa
la presión se disipa rápidamente,
interrumpiéndose el proceso. Por otro lado,
la presencia de agua en combinación con
condiciones cíclicas de congelación-fusión
debilitan las rocas creando y ampliando
fisuras y favoreciendo la inestabilidad. En
los macizos rocosos, el flujo de agua sigue
caminos complejos, condicionados por la
estructura, y las grietas se abren o se
cierran a consecuencia de la distorsión de
la masa de roca causando cambios
significativos en la presión intersticial.
Así, si no se tiene en cuenta las
condiciones geológicas que favorecen la
rápida concentración de agua subterránea no
se podrían explicar las reactivaciones de
algunos movimientos de grandes dimensiones
(Corominas y Alonso, 1990).
Obviamente, en los movimientos en masa de
plano de ruptura profundo el comportamiento
del agua tiende a ser mucho más complejo.
Una vez iniciado el movimiento, puede seguir
moviéndose lentamente durante meses o años
(Hutchinson and Bandhari, 1971) si las
presiones no se liberan fácilmente. Las
variaciones en la presión de agua pueden
contrarrestarse por la presencia de
surgencias a través de grietas abiertas
(Savage & Fleming, 1996).
De acuerdo con lo anterior, el agua es con
frecuencia la causa principal del
desencadenamiento de deslizamientos y flujos
superficiales, de la actividad de
movimientos de plano de ruptura intermedio,
de la reactivación de deslizamientos
dormidos y de la aceleración de movimientos
activos. Por último, decir que la presencia
y circulación de agua en los materiales es
responsable en gran medida de la
meteorización de los mismos, produciendo su
debilitamiento y facilitando así la rotura.
2.1.4. Aumentos en el caudal en los cursos
fluviales adyacentes al movimiento
Otro efecto derivado de la entrada de agua
en el sistema es la modificación o
destrucción de la composición mineral del
sedimento, que implican cambios en la
estructura mineralógica e incrementos de la
plasticidad del material o reducciones de
los límites de fluidificación de éste. Así,
por ejemplo, en materiales pertenecientes a
las Facies Keuper (arcillitas, limonitas,
yesos, sales de sodio, etc.), situados en la
Cordillera Cantábrica, el agua que circula
por el material puede disolver la estructura
mineralógica del mismo, como si fuera un
azucarcillo, efecto que se puede llegar a
producir durante una tormenta o un periodo
de lluvias, dando lugar a tubificaciones,
colapsos o subsidencias, causadas por
desmoronamientos del material (Gutiérrez,
1996; Benito et al., 1998; Gutiérrez y
Cooper, 2002). Otro ejemplo, se da en las
formaciones arcillosas que incorporan agua
en su estructura mineral,
transformándose y disminuyendo sus
límites líquidos y plásticos. En este caso
es importante analizar la mecánica de las
arcillas implicadas (Tsige, 2003).
Por otro lado, la lluvia actúa aumentando el
caudal de los cursos de agua durante
tormentas, lo que conlleva a un incremento
de la erosión fluvial en las márgenes de las
laderas de los valles, como puede verse en
el Pirineo Oriental (Corominas y Alonso,
1999). El tipo y configuración
geomorfológica de las cuencas fluviales
juega un papel importante en el efecto de
socavación que realizan los cursos
fluviales. Así, en valles estrechos, las
laderas inestables son continuamente
removilizadas por la acción erosiva del
canal fluvial; mientras que en valles
amplios, los depósitos de ladera,
potencialmente deslizables, permanecen
protegidos de la acción erosiva fluvial por
las terrazas y las amplias llanuras de
inundación (Palmquist y Bible,1980).
2.2. El papel de la temperatura en la
inestabilidad
La temperatura es también responsable de la
génesis de estos procesos aunque en menor
medida. La temperatura actúa también como un
factor condicionante y/o desencadenante del
proceso. La fusión (ya comentada) del
permafrost o de la nieve por efecto térmico,
produce un incremento en la saturación del
material y un aumento de su inestabilidad,
al igual que ocurre con la precipitación.
Los cambios cíclicos de temperatura, en
áreas de alta montaña, tanto en invierno
como en verano (crioclastia y termoclastia),
pero especialmente ligados a ciclos
hielo-deshielo cerca de la primavera y
principios del invierno, propician la fatiga
de los materiales y su ruptura, dando lugar
a diferentes tipologías de movimientos de
ladera, especialmente las caídas o
desprendimientos
(Rapp, 1960, Luckman, 1976; Sandersen et al.
1996; Matsuoka & Sakai, 1999). En el pasado
se ha relacionado su ocurrencia justo con
las postrimerías de las fases glaciares
(Rapp, 1960, Gardner, 1980), justo con el
funcionamiento de crioclástia (Grove, 1972,
Wieczoreck y Jäger, 1996). En áreas de alta
montaña en donde el permafrost está
presente, se han identificado movimientos
relacionados con fusiones del permafrost
(Jackson et al., 1989).
2.3. El papel de la vegetación en la
inestabilidad
Otra variable ambiental que depende en gran
mediada de los parámetros climáticos
señalados, y que incide en la inestabilidad
de laderas es la vegetación. La vegetación
puede actuar directamente en la
inestabilidad (a través de raíces, etc.),
pero también de manera indirecta reduciendo
al cobertera vegetal. Este último aspecto
está intimamente ligado al clima. Schumm
(1965) analizó la relación existente entre
temperatura, precipitación eficaz y cantidad
de sedimento producido por la precipitación;
asimismo la temperatura y precipitación con
la concentración de sedimento aportado por
las lluvias. En las gráficas elaboradas por
este autor se pone de manifiesto de forma
empírica que incrementos paralelos de
precipitación y temperatura no conllevan
necesariamente, cambios sustantivos en las
laderas, ya que al mantenerse la cobertera
vegetal ésta protege al suelo de la erosión
(en sentido amplio, incluyendo la producida
por procesos de ladera). Los incrementos de
la precipitación con condiciones estables de
temperatura generan gran cantidad de
sedimento transportado a las zonas
deprimidas del valle, al existir un mayor
lavado de material en la ladera que no se
puede sujetar por la vegetación, entre otras
cosas, porque las plantas no pueden absorber
el exceso de agua que cae; de manera que
este aumento repercute en el incremento del
caudal de los cursos de agua y en el nivel
de los acuíferos y por consiguiente, en la
presión de poros del material del sustrato.
Las relaciones encontradas por Schumm (1965)
son coherentes con trabajos precedentes
llevados a cabo por otros autores como
Langbein et al. (1949) y Noble (1963).
Langbein et al. (1949) muestra las
relaciones existentes entre temperatura,
precipitación y escorrentía superficial. Si
bien, un aumento de la precipitación implica
un aumento de la escorrentía superficial,
este aumento no es tan evidente cuando
aumenta la temperatura. Por otra parte, un
aumento de la temperatura hasta condiciones
cálidas con gran humedad hace que la
cobertera vegetal se desarrolle en mayor
medida, reteniendo gran cantidad de agua de
lluvia y disminuyendo la escorrentía
superficial. Noble (1963) analizó la
relación entre la densidad de cobertera
vegetal expresada en tantos por ciento y la
tasa de erosión que cabe esperar con esa
cobertera, por la acción de una tormenta. En
dicha relación se aprecia como a medida que
la cobertera vegetal disminuye, la tasa de
erosión producida por las tormentas aumenta
de forma exponencial. Las laderas con
coberteras bien desarrolladas y densas son
poco susceptibles a la pérdida de
materiales, ya que están protegidas por el
efecto de retención de las plantas.
Tomando en consideración los datos
anteriores Knox (1972) estudió la respuesta
geomorfológica y de la vegetación ante los
cambios climáticos, proponiendo un modelo en
el cual se identifica el óptimo erosivo
producido por los cambios climáticos sobre
el relieve; que se desarrolla cuando se
evoluciona desde condiciones con poca
vegetación y pluviometría a unas condiciones
de aumento de la pluviometría. En la
literatura existen algunos ejemplos de cómo
cambios en la vegetación ha producido
aumentos en las tasas de producción de
movimientos de ladera (Lamarche, 1968, De
Graff, 1991, González, et al, 1996, 1999;
Strunk, 1997, Vanacker et al., 2003).
2.4. La influencia del clima en el tipo de
movimiento
Las precipitaciones o las fusiones de la
nieve acumulada pueden ocasionar tanto
movimientos superficiales como profundos.
2.4.1. Movimientos superficiales
Se han encontrado relaciones muy estrechas
entre lluvias intensas y el desarrollo de
movimientos superficiales como son “debris
flows”, “mud flows”, “Slab slides”, “rock
falls” (Rat, 1984; Gallart y Cloret, 1988;
Zimmerman y Haeberli, 1992, Deganutti et
al., 2000) todos ellos de pequeño espesor (<
de 1 m). Para estos movimientos basta unas
lluvias intensan para ocasionar movimientos
sin lluvia precedente. Como las que
ocurrieron en la Cordillera Cantábrica en
1983 y 1994. Otras veces no responden de la
misma manera, así en junio de 2003 se
produjo una tormenta que conllevó
precipitaciones con intensidades supriores a
los 300 mm/h y que no dejo evidencias
de haber causado deslizamientos.
Los movimientos superficiales “shallow
landslides” como por ejemplo los
deslizamientos translacionales superficiales
“slip soils” (desarrollados sobre depósitos
superficiales que poseen espesores típicos
por debajo de los 3 m; en laderas con
pendientes fuertes y con materiales que
poseen un límite liquido bajo), tienen una
enorme capacidad de saturarse de agua
durante tormentas intensas y prolongadas, lo
que conlleva el desencadenamiento del
proceso. El movimiento se inicia durante la
lluvia o instantes después, por lo que hay
una buena relación causa-efecto entre
lluvias y argayos (Campbell, 1975). Para
movimientos de mayor
espesor (entre 3-10 m) se requiere de
un periodo de lluvias antecedentes
prolongado (de 2 a 5 semanas), y una
saturación de los acuíferos, para que se
ponga en funcionamiento.
Más incertidumbre en la relación
clima-lluvia aportan los movimientos de gran
espesor (> 10 m), como algunos flujos de
derrubios en los que el espesor del depósito
superficial es mayor, y que normalmente
corresponden a materiales de baja
permeabilidad, lo que dificulta su
saturación. En este tipo de tipologías se
necesita de periodos significativos de
lluvia antecedente (Sandersen et a., 1996,
Wieczorek, 1987). La lluvia antecedente
actúa incrementando la saturación del
material. Si no se producen descargas de
agua, el material se mantiene cerca de la
saturación, lo que significa una reducción
de la succión de infiltración. Esto trae
como consecuencia que la cantidad de agua
necesaria para saturar el material
disminuye, y por lo tanto, la cantidad de
lluvia necesaria para iniciar la actividad
del movimiento es menor, o lo que es lo
mismo, cualquier tormenta con menor
intensidad que las precedentes puede
desencadenar la ruptura.
2.4.2.
Movimientos profundos
La relación lluvias o fusión de nieve con
deslizamientos se hace aún menos patente en
los movimientos de ladera que tienen un
plano de ruptura profundo de tipo rotacional
“deep-seated rotacional landslides”. Estos
requieren para su movimiento una
infiltración del agua de lluvia dentro del
material, hacia zonas profundas, que se
traduce en retrasos importantes entre el
momento de producirse el aguacero y el
momento en que inicia el movimiento del
argayo Campbell (1975).
Los estudios actuales llevados a cabo sobre
deslizamientos profundos no permiten
establecer relaciones directas claras entre
estos procesos y episodios de lluvias
intensas; más bien, se piensa que están
debidos a factores desencadenantes de tipo
sísmico o a la colaboración entre lluvia y
con otros factores desencadenantes
(tectónicos,
climáticos-epirogénicos-tectónicos,
socavamiento basal), como muestran los
trabajos de
Voight (1978), Eisbacher y Clague (1984),
Sassa (1999). Estudios llevados a cabo en
los
Alpes
Franceses muestran que la correlación entre
movimiento y lluvia es difícil de establecer
(Rat, 1988; Follacci, 1999).
Por lo tanto, tampoco se pueden asegurar que
las lluvias intensas hayan ocasionado su
génesis en el pasado, lo que dificultaría su
correlación con modelos climáticos. En otros
trabajos realizados en Suiza se ha puesto de
manifiesto que un incremento de la
precipitación a escala de décadas debe
tenerse en cuenta en la reactivación de
grandes deslizamientos (Noverraz et al.,
1998). Sin embargo, ni tormentas, ni lluvias
estacionales, ni la precipitación anual,
explican la aceleración de los movimientos
profundos (Flageollet et al., 1999). Se
necesitan grandes periodos de lluvia
antecedente para establecer dichas
correlaciones (Van Asch et al., 1999). En
otras ocasiones existen ejemplos de
movimientos profundos activados por lluvias
intensas, pero en este caso, los incrementos
de agua necesarios para su movimiento son
aportados por acuíferos cársticos
adyacentes, que aportan importantes
volúmenes de agua de manera inmediata
(Corominas y Alonso, 1990). Esta situación
se da también en movimientos de menor
espesor, como los desarrollados sobre
materiales de las Facies del Keuper en
Cantabria, donde los acuíferos jurásicos
situados encima les aportan (una vez están
saturados) grandes volúmenes de agua a
través de tubificaciones producidas en las
arcillas del Keuper.
En la mayoría de las grandes avalanchas de
roca prehistóricas que han sido
recientemente datadas se acepta la idea de
que se han producidas por terremotos (Perrin
y Hancox, 1991). En la Cordillera Cantábrica
(González 1995 y González et al., 1999)
identificaron un grupo de movimientos de
ladera, en los que aparece un número
significativo de deslizamientos con plano de
ruptura profundo de tipo rotacional y
translacional. Estos deslizamientos están
distribuidos en proximidad a las principales
fallas o sistemas de fracturas, algunas de
las cuales manifiestan sismicidad y
liberación de radón 222 en la actualidad. La
contribución de dichos movimientos a la
evolución del relieve es notablemente mayor
que la aportada por el resto de tipologías
correspondientes a la misma edad. Aunque en
ese momento pudieron aparecer juntos
factores desencadenantes climáticos y
antrópicos parece claro que, por su
distribución espacial y geomorfológica,
fueron los factores sísmicos los que
ocasionaron el desarrollo de estos
movimientos.
Los deslizamientos de tamaño intermedio,
tanto transnacionales como rotacionales y
que afectan a litologías limosas-arcillosas,
poseen una mejor relación con el la
precipitación, aunque si bien es la lluvia
antecedente la que juega un papel principal.
En el contexto señalado anteriormente, se
producen drenajes muy lentos y las rupturas
se ocasionan por incrementos de la presión
de agua en los poros causadas por lluvias
acumuladas; cuyo periodo de acumulación
puede oscilar entre pocas semanas y varios
meses (Brunsden, 1984; Polemio y Sdao,
1997). Existen relaciones directas entre la
influencia de la lluvia acumulada y el
tamaño del argayo. Hay estudios en los que
se ha puesto de manifiesto que la lluvia
antecedente puede haberse concentrado
durante un año antes, atendiendo a la
precipitación media anual (Bromhead et al.,
1998). En otros estudios se ha observado
como los movimientos siguen activos incluso
durante periodos de meses o años sin
relación directa con lluvias (Hutchinson y
Bandhari, 1971), o incluso centenares de
años, como en el caso de ciertos “earth
flows” (Savage et al., 1992).
2.5.
Umbrales de precipitación.
3. EL PAPEL JUGADO POR EL CLIMA DEL PASADO
EN EL DESENCADENAMIENTO DE MOVIMIENTOS DE
LADERA A TRAVÉS DE EN LA EVOLUCIÓN DEL
RELIEVE.
La principal expresión geomorfológica de la
evolución del relieve es la transferencia de
masa desde las zonas de denudación a las
áreas de sedimentación. La denudación es la
consecuencia de la actuación de una serie de
agentes erosivos, entre ellos los
movimientos en masa. Los argayos no sólo
producen la denudación y transporte de masa,
sino que modifican la roca del sustrato y
los depósitos superficiales, haciéndolos más
fácilmente erosionables por parte de otros
agentes. Por tanto, los movimientos de
ladera son un factor importante en el
modelado y evolución del paisaje, tanto
desde un punto de vista general como desde
el punto de vista específico de la creación
de formas y depósitos que constituyen
elementos del paisaje cuantitativa y
cualitativamente significativos.
Dado que los argayos están, en parte,
genéticamente ligados a fenómenos
climáticos, y que el relieve está esculpido
por procesos de ladera, se puede buscar en
el relieve información sobre el clima
pasado.
En primera aproximación, un método para
establecer el papel jugado por el clima como
agente causal de deslizamientos, y por lo
tanto, en la evolución del relieve, es el
establecimiento de correlaciones entre la
ocurrencia temporal y las condiciones
climáticas. Es evidente que para poder
llevar a cabo dicha actividad se debe
contar, para la misma área geográfica, con
modelos climáticos de detalle y poblaciones
de movimientos de ladera, convenientemente
datadas. Sin embargo, no es nada fácil
disponer de poblaciones de deslizamientos
que tengan un número importante de
individuos datados y que sus edades
correspondan a una ventana de tiempo amplia,
lo que supone una limitación a la hora de
tratar estadísticamente tales correlaciones.
3.1. La huella geomorfológica de los
deslizamientos en el relieve
La distribución espacial de los
deslizamientos pasados en el relieve (huella
geomorfológica) no es aleatoria, sino que
sigue unos determinados patrones. Cada uno
de los tres factores desencadenantes
principales (lluvias, sismicidad y
socavamiento basal del cauce adyacente)
presenta una distribución espacial
determinada, una huella propia en el
relieve. Los deslizamientos ocasionados por
factores climáticos dejan una huella muy
patente que permite su identificación
Palquist y Bible, 1980; González, 1995),
éstos aparecen distribuidos por toda la
cuenca, pero especialmente en las zonas
altas de las laderas, sobre terrazas viejas
y jóvenes, fondos de valle y antiguos
depósitos de deslizamiento. Los movimientos
causados por sismicidad presentan una
distribución temporal coincidente con los
períodos de máxima actividad sísmica,
mientras que su distribución espacial se
corresponde con una elipse cuyo eje mayor
sigue la orientación de la falla que genera
los terremotos (Kiefer et al., 1978; Coates,
1977). Por último, los argayos debidos a la
influencia de la incisión fluvial no se
producen nunca en zonas altas de las
vertientes, sino que aparecen siempre en el
fondo del valle, relacionados con el pie de
las laderas o reactivando depósitos ya
existentes.
A pesar del incremento en el conocimiento
sobre los factores condicionantes de los
movimientos de ladera, y del desarrollo en
la obtención de modelos de distribución
espacial elaborados a partir de
combinaciones de dichos factores, todavía
resulta una incógnita determinar el lugar
preciso de la ladera en el que se
desarrollará la primera aparición de un
argayo. Las primeras rupturas presentan una
distribución espacial muy coherente con el
tipo de factor desencadenante que las ha
producido. Una vez producido un
deslizamiento, las condiciones geotécnicas y
geométricas de la ladera, en el entorno del
mismo, sufren modificaciones respecto a las
iniciales favoreciendo la aparición de
rupturas secundarias. Así, en los estudios
de la actividad presente de movimientos de
ladera se observa como las segundas
rupturas, están localizadas alrededor de
movimientos más antiguos, a los cuales son
adyacentes. Evidentemente, las segundas
rupturas presentan una distribución espacial
dependiente de la dinámica de inestabilidad
producida a raíz de la primera ruptura. En
función de su situación frente a la primera
ruptura reciben diferentes denominaciones.
Sí las nuevas zonas inestables se sitúan al
pie o dentro de la lengua de un material ya
movilizado, se habla de deslizamiento
progresivo (la superficie de la
ruptura está extendiéndose en la dirección
de movimiento); si la nueva zona inestable
se localiza en la cabecera del movimiento se
denomina
deslizamiento regresivo (la
superficie de la ruptura está extendiéndose
en la dirección opuesto al movimiento del
material); si las nuevas rupturas se sitúan
en los flancos del depósito se habla de un
deslizamiento agrandando (la
superficie de la ruptura del deslizamiento
está extendiéndose en dos o más
direcciones); si el material movilizado está
disminuyendo
se dice que es un deslizamiento que
disminuye el volumen (la
inestabilidad se da dentro de la masa
deslizada con anterioridad); en un
deslizamiento confinado hay un
escarpe pero ninguna ruptura aparece visible
al pie de la masa deslizada; en un
deslizamiento que se mueve, el
material cambiado de sitio continúa moviendo
sin ningún cambio aparente en la superficie
de la ruptura ni en el volumen del material
deslizado; en un
deslizamiento que se ensancha la
superficie de la ruptura está extendiéndose.
Los estudios de evolución del relieve,
evidencian la dependencia de las rupturas
secundarias de las primarias (González,
1995). Sin embargo, se deben tener cautelas
sobre el papel del factor desencadenante.
Por ejemplo, se encuentran movimientos
progresivos que llegan al fondo del valle y
que pueden ser mal interpretados, como
originados por socavamiento basal. En los
estudios de actividad presente es posible
identificar qué áreas de las vertientes
sufren socavamiento basal y pueden
experimentar inestabilidad en un futuro. Sin
embargo, se desconoce la magnitud de caudal
tiene que transportar el río para producir
el movimientos de la vertiente. En los
estudios de evolución del relieve hay que
analizar si el movimiento es o no una
ruptura primaria para evaluar su factor
desencadenante.
El estilo de actividad también juega malas
pasadas a la hora de conocer qué tipo de
factor desencadenó el movimiento. Muchas
veces la actividad puede que sea compleja,
exhibiendo, al menos dos tipos de
movimientos (caídas, vuelcos,
deslizamientos, extensiones y flujos) en la
secuencia; o compuesta, es decir, poseer al
menos, dos tipos de movimientos
simultáneamente en diferentes partes de la
masa deslizada. Otras veces el movimiento es
del mismo tipo que los deslizamientos
cercanos, y precedentes, pero no comparte ni
el material desplazado ni una superficie de
la ruptura común, por lo que se denomina
sucesivo; también puede ser un solo
movimiento de material cambiando de sitio
(movimiento único), o un
deslizamiento que muestra un
desarrollo repetido del mismo tipo de
movimiento (deslizamiento múltiple).
3.2. El problema derivado de la datación de
movimientos antiguos
Uno de los fines de la datación de los
procesos es determinar cuál es su período de
recurrencia, dicho de otro modo, la
frecuencia con la que se repiten. Para el
establecimiento de las frecuencias de
desarrollo temporal de un determinado
proceso es preciso datar los diferentes
episodios de actividad del mismo. Estos
episodios corresponden a momentos en los que
el proceso esta activo. Se tiende a incluir
dentro del concepto "activo", tanto aquellos
procesos en los que el movimiento interno es
continuo como los que presentan una
paralización del movimiento en temporadas
(movimientos intermitentes). En ambos casos,
su dinámica puede estar condicionada por
factores estacionales o no. Existe un
término opuesto a "activo" para designar a
los procesos que no presentan movimiento y
es el término "inactivo". Dentro del término
inactivo se incluyen dos conceptos: los
movimientos que han cesado completamente
(denominados "estabilizados") y
aquellos otros que reanudan su
actividad en lapsos de tiempo del orden de
1-1.000 años (denominados aletargados o
"dormant", (Flageollet, 1994)).
Existe otro término denominado "tipo de
actividad" que se refiere a la modalidad de
desarrollo del movimiento; esta actividad
puede ser de tipo continuo, en lapsos de
tiempo o haber finalizado. Dentro de los
movimientos "aletargados" se distinguen dos
grandes categorías: episódicos y singulares.
Los movimientos singulares son aquellos que
muestran reactivación de forma ocasional,
mientras que los episódicos corresponden a
aquellos argayos que sufren reactivaciones
periódicas. En función de la frecuencia de
esta reactivación se dividen en movimientos
de baja, media y alta frecuencia. El
concepto "período de retorno o de
recurrencia" hace referencia al intervalo de
tiempo entre episodios de actividad. Se ha
empleado muchas veces el término
reactivación para designar aquellas áreas de
un argayo aletargado que presentan de nuevo
movimiento.
Para algunos autores (Flageollet, 1994;
Brunsden e Ibsen, 1994), los movimientos de
ladera se pueden distribuir en diferentes
rangos temporales tales como: actuales
(menores de un año), histórico-recientes
(entre 1 y 200 años), histórico-antiguos
(entre 200-3.000 años), holocenos
(3.000-10.000 años), pleistocenos modernos
(10.000-700.000 años), pleistocenos antiguos
(700.000-2.000.000 años) y precuaternarios
(mayores de 2.000.000 años). Los intervalos
cronológicos más frecuentemente utilizados
en la mayoría de los trabajos son:
recientes, históricos y antiguos. En primera
aproximación, esos intervalos pueden
considerarse equivalentes a <10 años,
10-1.000
años y > 1.000 años.
Varios autores han analizado los
procedimientos de datación que se pueden
aplicar a los procesos superficiales
(Zeuner, 1952; Vita Finzi, 1969; Benedict,
1967; Thornes y Brunsden, 1977; Stuiver et
al., 1993). Las técnicas que más
frecuentemente se emplean en la
caracterización temporal de los movimientos
de ladera son: datación isotópica,
dendrocronología, liquenometría,
cronoestratigrafía, (Anderson y Richards,
1987, Corominas et al., 1994a). Mediante
estas técnicas se puede obtener una edad
absoluta o relativa del proceso. Estas
técnicas se han aplicado en varios trabajos
enfocados hacia el análisis de la dimensión
temporal de los argayos (Starkel, 1966;
Johnson, 1987; Kotarba 1988; Corominas et
al., 1992; Cendrero et al., 1994; González
et al., 1996, 1999). Los procedimientos de
datación aplicables al desarrollo temporal
de los argayos varían, como es lógico, según
el lapso temporal que se considere,
años-décadas, décadas-siglos y
siglos-milenios o superiores.
3.2.1. Escala de años-décadas
Para los argayos recientes, que presentan un
movimiento continuo o estacional, se suelen
aplicar técnicas de datación basadas en
medidas directas sobre el terreno, como es
el uso de sensores que toman registros
continuos de diversos parámetros físicos
(por ejemplo: datos de velocidad de
movimiento, presión de poros, humedad del
suelo, etc.), sensores remotos
aerotransportados que recogen imágenes
periódicas, mediciones topográficas del
movimiento realizadas con tacómetros o vía
satélite, etc. Todos estos datos van
encaminados a conocer las relaciones
existentes entre variaciones en la velocidad
del movimiento y cambios en los factores
desencadenantes, principalmente climáticos
(fluctuaciones de precipitación,
temperatura, etc.). Cada método presenta sus
desventajas y sus ventajas. Uno de los más
usados en la literatura es el empleo de
fotografías aéreas para retratar los
movimientos registrados con posterioridad a
una lluvia. En la actualidad, se está
desarrollando un proyecto del Plan Nacional
de I+D+i denominado FODISPIL, en el que se
aplican técnicas fotogramétricas digitales
para estudiar la evolución experimentada por
deslizamientos superficiales (flujos de
derrubios y deslizamientos de suelos)
después de eventos lluviosos. Para ello,
además de la realización de vuelos, antes y
después de cada evento lluvioso (conjunto de
lluvias con duración superior a 3-4 días),
se registran 7 variables climáticas cada 10
minutos en estaciones climáticas
automáticas. Uno de los resultados
preliminares más interesantes del proyecto
es que las rupturas de deslizamientos no se
producen en episodios de lluvias de extrema
intensidad, sino en eventos lluviosos cuya
duración es de varios días. Otro resultado
destacable es que el movimiento se puede
producir, en cualquier momento superando un
determinado nivel de saturación en el suelo.
Algunos de los individuos sufren retrasos de
varias decenas de horas desde que se mueven
los deslizamientos más madrugadores de cada
evento. Por último, se señala la dificultad
de usar este procedimiento para datar
deslizamientos. Los vuelos muchas veces
sufren retrasos de semanas o meses hasta
poderse realizar, por lo que no permiten una
buena datación del evento.
3.2.2. Escala de décadas-siglos
Los argayos históricos se pueden analizar
con una amplia variedad de técnicas de
datación, como pueden ser el estudio de
datos almacenados en archivos históricos y
hemerotecas, dendrocronología,
liquenometría, cronoestratigrafía y
procedimientos isotópicos. Todas ellas son
técnicas muy útiles para el establecimiento
de series cronológicas de alta-media
frecuencia.
3.3.3. Escala de siglos-milenios
Los argayos antiguos presentan más
dificultades para su caracterización
cronológica. Los procedimientos isotópicos y
cronoestratigráficos son los más utilizados
para el establecimiento de series
cronológicas de baja frecuencia. La
liquenometría y la dendrocronología, aunque
ofrecen posibilidades de alcanzar edades del
orden de 10.000 B.P. (Calkin y Ellis, 1984;
Stuiver et al., 1986), dependen de la
disponibilidad de material datable, no se
pueden aplicar a todas las tipologías de
movimientos y ambientes morfodinámicos, y
presentan muchas dificultades en áreas con
elevada influencia humana.
La datación de un movimiento de ladera es
una tarea difícil y delicada. Asignar edad a
un deslizamiento es un proceso laborioso,
constituido por diferentes fases, cada una
de las cuales debe realizarse con sumo
cuidado y de manera meditada. Se requiere de
la correcta delimitación del perímetro del
individuo a datar; de una meditada selección
del área fuente donde buscar el material
fuente; de la búsqueda y obtención de
diferentes materiales que permitan la
datación por procedimientos diferentes con
el fin de cotejar las edades obtenidas; de
suerte para encontrar el material fuente; y
por último, del establecimiento preciso del
contexto geomorfológico aportado por las
dataciones. Hay que tener en cuenta que las
zonas argayadas, habitualmente están sujetas
a nuevos episodios de inestabilidad de
laderas o erosión hasta que el material
situado sobre la vertiente alcanza el
equilibrio de nuevo. Por esta razón, es
posible que los materiales útiles para
datación correspondan a los nuevos episodios
de inestabilidad y no a los predecesores
(Innes, 1997). Así las dataciones más
fiables de material se producen si se conoce
correctamente la estratigrafía y
distribución espacial del depósito
(Hutchinson y Gostelow, 1976). En cualquier
caso, dichos materiales deben buscarse en el
pie del depósito, dentro de la masa
deslizada o asociada a depresiones situadas
sobre el depósito. Aun así se debe tener en
cuanta que pueden haber discrepancias entre
la edad aportada por la datación y la
correspondiente a la fase de actividad
(Schoeneich, 1991, Corominas et al., 1994a,
Lang et al., 1999).
El establecimiento del contexto
geomorfológico depende en suma medida de la
escala de trabajo. Un error bastante
corriente en la mayoría de las cartografías
de deslizamientos se debe a interpretaciones
equívocas de los límites del movimiento. Así
deslizamientos que sufren sucesivas
reactivaciones en diferentes épocas, son
interpretados como un movimiento único,
cuando en realidad son varios distintos.
Este error está determinado por
imprecisiones o falta de resolución espacial
en la cartografía. En la literatura se ha
usado
el término de reactivación para designar
aquellas áreas de un argayo aletargado que
presentan de nuevo movimiento. Sin embargo,
si se cartografían con detalle los límites
espaciales de la reactivación, éstos no
suelen coincidir con el área anteriormente
afectada, dado que en un gran número son
deslizamientos nuevos adyacentes a una
ruptura primaria.
Otro defecto que aparece en la mayoría de
los trabajos es la carencia de información
sobre la precisión de la medida realizada.
En los modelos temporales las medidas
efectuadas deben aparecer con sus
correspondientes barras de error (Corominas,
2000).
3.4. La persistencia en el relieve de los
movimientos de ladera
Uno de los aspectos más llamativos de los
modelos de ocurrencia temporal es la
práctica inexistencia de deslizamientos
pequeños antiguos. Esta circunstancia supone
una paradoja, sobre todo si el factor
desencadenante es climático, porque como se
ha mencionado las lluvias desencadenan
numerosos movimientos de ladera, de escaso
espesor “Shallow landslides” y de tipologías
que van de
“debris flows”, “mud flows”, “Slab
slides”, “rock falls” o “slip soil”.
González (1995) y González et al. (1999)
desarrollaron un modelo de ocurrencia
temporal para un valle de la Cordillera
Cantabrica con una población de más de 1139
deslizamientos, correspondientes a
diferentes tipologías, y edades que van
desde más de 120. 000 años hasta la
actualidad. Tomando el tamaño mínimo y medio
de cada clase temporal y enfrentándolo a su
edad encontraron una relación lineal
creciente hacia el pasado, con una
correlación muy alta en
ambos casos (en el tamaño mínimo 0,99
y en el tamaño medio 0,91).
El porqué de que el tamaño mínimo de una
clase temporal de movimientos de ladera
crezca con el tiempo se debe a la erosión,
que ha eliminado los tamaños menores. Dicho
de otra manera, para una clase temporal de
deslizamientos en la que su tamaño mínimo es
superior a 6 ha, su edad mínima más probable
sería de 5000 años B.P., o que en 5.000 años
los procesos de desmantelamiento del relieve
han difuminado la huella de la presencia de
argayos de superficie menor en el relieve,
haciéndolos irreconocibles. La función
tamaño mínimo-edad es una medida de la
erosión, y de la persistencia de un rasgo en
el paisaje. Cualquier movimiento de ladera o
rasgo geomorfológico de tamaño similar al
mínimo encontrado en un grupo temporal ha
sido erosionado y denudado hacia la cuenca
de sedimentación.
3.5. El papel jugado por el hombre
Otro tipo de factor a tener en cuenta es la
influencia del hombre, que normalmente
interviene como factor condicionante y a
veces desencadenante. Se ha identificado un
incremento de la actividad de flujos de
derrubios “debris flows” en Escocia durante
los últimos 500 años que se ha atribuido a
quemas y a sobre laboreo agrícola (Innes,
1983).
Los trabajos efectuados en la Cordillera
Cantábrica por Salas (1993), González (1995)
y González et al. (1996,1999) ponen de
manifiesto la existencia de un incremento de
un orden de magnitud en las tasas de
movilización de deslizamientos entre el
5.500 y 5.000 B.P. (grupo temporal 5). La
alta contribución manifestada por
deslizamientos profundos, tanto rotacionales
como translacionales, la distribución
espacial de los movimientos en relación con
las principales fracturas que presentan
sismicidad actual y altas concentraciones de
radon (222) y radio (226) disuelto en
agua de los manantiales ligados a dichas
fracturas, sugieren que su factor
desencadenante es de tipo sísmico. Sin
embargo, dentro del grupo temporal 5 también
hay un numeroso grupo de tipologías que se
pueden interpretar como producidas por
factores desencadenantes de tipo climático
(lluvias intensas). Estos hechos por si
solos no explican por qué durante ese lapso
de tiempo (de apenas 500 años) hay una
elevada tasa de movilización. Sin embargo,
del modelo climático, y en particular de los
estudios polínicos y sedimentológicos
efectuados para su confección, así como de
los estudios arqueológicos se extrae una
información capital. Desde el 5.000 al 3.000
B.P. entran los pobladores neolíticos. La
importante deforestación causada por sus
prácticas ganaderas intensivas conlleva la
perdida de vegetación y un aumento del poder
erosivo de las tormentas, con el
consiguiente efecto sobre los procesos de
ladera
Un incremento similar se ha encontrado entre
1954 y 1997 en el curso bajo del Valle del
río Deba (Guipúzcoa). Este incremento
muestra relación clara con parámetros
climáticos ni con la actividad sísmica. Sin
embargo, se ha encontrado una buena e
interesante correlación entre frecuencia de
deslizamientos e indicadores de actividad
humana (Remondo et al., 2005).
Probablemente, la influencia del hombre se
está convirtiendo en un factor condicionante
y desencadenante directo de los movimientos
de ladera. Las actividades antrópicas no
sólo están influyendo en el clima
directamente, sino en otras variables
ambientales como por ejemplo en la
vegetación, que a su vez está afectada por
el clima, por lo que los cambios
experimentados pueden ser sinérgicos. Por lo
tanto, se debe prestar atención en el futuro
al hombre como uno de los factores más
relevantes a tener en cuenta.
3.6. Modelos de ocurrencia temporal en
Europa.
3.6.1. Modelos de ocurrencia temporal
Existen pocos trabajos en Europa encaminados
a conectar la ocurrencia temporal de
movimientos de ladera con factores
climáticos (Starkel, 1966,1985; Kotarba,
1988, Brunsden e Ibsen, 1994, González,
1995). Son mucho más escasos los estudios
encaminados a determinar la dimensión
temporal de estos procesos, en lo que
respecta a su desarrollo a lo largo de
lapsos que vayan desde unos pocos años a
varios milenios y en áreas relativamente
amplias. Este tipo de estudios,
especialmente si tienen un enfoque
cuantitativo, pueden permitir un mejor
conocimiento de la contribución de estos
procesos a la evolución del paisaje y de las
variaciones que han podido experimentar como
consecuencia de los cambios climáticos
ocurridos en el pasado, a distintas escalas
temporales.
La determinación de las posibles relaciones
cronológicas entre cambios climáticos y
desarrollo de los movimientos de ladera en
el pasado puede resultar de gran ayuda para
una mejor comprensión de la dimensión
geomorfológica de los cambios globales y
ayudar a anticipar algunas de las
consecuencias de los mismos. Tal y como
señala Corominas et al. (1994a) no hay
muchos datos que permitan correlacionar la
actividad de los deslizamientos con la
condiciones climáticas pasadas. Además,
parece claro que para el Holoceno, la
actividad de los movimientos de ladera no
está debida exclusivamente a la retirada de
los glaciares. Algunos deslizamientos
superficiales pueden estar directamente
relacionados con eventos de lluvias,
mientras que la mayoría de los
deslizamientos profundos no. El papel de la
deforestación en el incremento de la
actividad histórica de deslizamientos no se
conoce bien. Las correlaciones entre la
actividad de movimientos de ladera y el
clima, dependen de las relaciones que se
pueden establecer entre frecuencia y
distribución de deslizamientos. Estas
últimas dependen, a su vez, de la
distribución espacial de los factores
condicionantes (Braam et al., 1987, Weiss,
1988). Sin embargo, identificar ese papel no
es trivial dado que hay una amplia variedad
de condiciones (factores condicionantes y
desencadenantes), y además es necesario
conocer el papel de estos factores en la
evolución del relieve.
Los primeros estudios efectuados sobre
ocurrencia temporal de movimientos de ladera
en Europa mostraban una estrecha correlación
entre movimientos de ladera y clima. Sin
embargo, los trabajos realizados en la
década de los 90 sobre este ámbito (Brunsden
e Ibsen, 1994, González, 1995, González et
al., 1996, 1999, Berrisford y Mattheus,
1997), señalan que no todos los movimientos
antiguos se han producido por factores
climáticos, de ahí la importancia de
identificar la huella geomorfológica de los
movimientos para conocer la importancia del
clima en su génesis.
Los modelos existentes muestran:
En los Alpes Suizos (Schoeneich, 1991),
dataciones de varios eventos catastróficos
agrupados entre 0-500 A.D., que pueden haber
correspondido con incrementos de la
precipitación.
En el Este de Europa (Starkel, 1966), se
identificaron tres grandes periodos de
actividad, que coinciden con situaciones
climáticas favorables a la actividad de
deslizamientos por lo que señaló que los
movimientos en el Holoceno tienen un control
climático y no aleatorio. El primero de los
periodos ocurrió durante el “younger Drias”
(entre 11.000 y 9.000 a. B.P.) cuando se
fundió en permafrost; otro periodo húmedo y
cálido durante el Atlántico (7.000-5.000 a.
B.P.) y otro similar durante el SubAtlántico
(1.500-500 a. B.P.).
En escandinavia (Grove, 1972). El efecto de
la pequeña edad del hielo se ha considerado
también causante de deslizamientos. Este
efecto se ha observado en el aumento en la
densidad de caídas de roca y deslizamientos
de esa época. Para otros autores (Zardini et
al., 1984) los deslizamientos se han
desarrollado continuamente desde que se
retiraron los glaciares.
Recientes estudios llevados a cabo en las
Montañas Rocosas ha mostrado cómo la
actividad de caídas de rocas es un 50% menor
que la media de la tasa de actividad
postglacial (Wieczorek y Jäger, 1996).
En el Pirineo Oriental, se ha analizado la
actividad durante el último centenar de
años. Desde 1959 la actividad se ha
incrementado notablemente, mientras que
desde los años 20 hasta 1959 se han
registrado pocos movimientos (Corominas,
2000).
Un incremento de la tasas de actividad de
deslizamientos ha sido registrada en
diferentes zonas europeas. Ésta puede estar
ligada a un mayor incremento de la
precipitación media anual
(Eisbacher and Clague, 1984; Brunsden and
Ibsen, 1994; Flageollet et al. 1994; Janbu
et al. 1996). En Inglaterra se han observado
un incremento del 30 % de la precipitación
efectiva desde 1868 (Bromhead et al., 1998).
La evolución de la precipitación efectiva
muestra una disminución hacia principios de
1900 y una recuperación hacia 1935 con una
máxima en la mitad de los 60. Esta mínima no
ha sido igual en todas las zonas de Europa,
aunque el aumento de las precipitaciones en
los últimos decenios si ha sido registrado
ampliamente registrado.
En la Cordillera Cantábrica, los trabajos de
González Díez (1995) y González et al.,
(1996, 1999) han aportado algo más de luz al
problema de la relaciones existentes entre
ocurrencia temporal y factores climáticos en
Europa. Estos autores llevaron a cabo una
caracterización espacial y temporal de los
movimientos de ladera existentes en la
cuenca de los ríos Magdalena-Pas. Dicha
cuenca supone un transepto Norte-Sur de la
Cordillera Cantabria, lo que permite
establecer correlaciones entre la
distribución espacial y ocurrencia temporal
de los procesos de ladera y los rasgos
geomorfológicos debidos a procesos
glaciares, fluviales o costeros, presentes
en dicha cuenca. En este trabajo se
caracterizaron un número importante de
movimientos de ladera y se llevó a cabo una
datación de los mismos mediante diferentes
procedimientos (Carbono 14, Uranio-Torio,
dataciones arqueológicas, extracción de
datos de archivos, análisis de fotos aéreas
correspondientes a vuelos cronológicamente
consecutivos, correlaciones
cronoestratigráficas y morfometría, grado de
persistencia de una forma en el paisaje).
Tomando en cuanta el grado de preservación
de un rasgo en el paisaje se definieron 5
grupos: Grupo A, argayos recientes; Grupo B,
argayos jóvenes; Grupo C, argayos madurosy
Grupo D, argayos viejos. Paralelamente a las
dataciones, se tuvo en cuenta la evolución
geomorfológica de los procesos glaciares,
fluviales y costeros así como la tectónica
de la zona. También se tuvieron en cuenta
las evidencias existentes de numerosas
manifestaciones de la evolución tectónica de
la zona que se plasman en el desarrollo de
la red de los cursos fluviales y drenaje
relacionada, la distribución espacial de
determinados tipos de procesos de ladera, el
basculamiento de terrazas fluviales y el
prisma aluvial de los ríos Magdalena, Pas y
Besaya, la distribución de epicentros de
terremotos y las anomalías de Radón 222 y
Radio 226 en manantiales ligados a ciertas
fracturas que atraviesan la cuenca. Además,
existe un modelo climático para dicha zona,
correspondiente a los últimos 15.000 años
(Salas 1993), y es posible extrapolar los
datos de otros modelos regionales y globales
(Bordonau, 1992; Broeckers, 1992)
existentes.
A partir de tales datos, estos autores
proponen un modelo temporal para los
movimientos de ladera caracterizados en
dicha cuenca con 10 grupos cronológicos: Las
nuevas categorías cronológicas así
establecidas son las siguientes: 1:
movimientos muy recientes, posteriores a
1972. 2: movimientos anteriores a 1972; en
ocasiones aparecen cubriendo a la terraza 1
y cortados por la llanura de inundación
alta. Corresponden a movimientos del Grupo A
antes definido. 3: argayos históricos,
pertenecientes al Grupo B. En algunos casos
aparecen apoyados sobre las terrazas 3 y/ó 2
y se encaja en ellos la terraza 1. 4:
deslizamientos correspondientes al Grupo B.
Cuando se relacionan con las terrazas se
apoyan sobre las terrazas 4 y/ó 3 y están
cortados por la terraza 2. 5: argayos
correspondientes al Grupo C. Algunos
aparecen sobre la terraza 4 y están cortados
por la terraza 3. 6: movimientos
englobados en el Grupo C. En ocasiones
aparecen sobre la terraza 5 y cortados por
la terraza 4. Las coronas de algunos de
estos movimientos afectan a formas glaciares
del grupo II. 7: deslizamientos
correspondientes al Grupo D. Cuando aparecen
en relación con las terrazas, cubren a los
niveles 6 y/ó 5. En algunos casos, sus
coronas afectan a formas glaciares del grupo
III. 8: argayos del Grupo D. En algunos
casos se apoyan sobre la terraza 6; otros
afectan a glaciares del grupo IV. Con
frecuencia aparecen afectados por
movimientos de la categoría 7. 9:
movimientos correspondientes, al Grupo E. En
ocasiones cubren a la terraza 6 y en otros
son cortados por la terraza 5. 10: Incluye
los argayos del Grupo E que están cortados
por la terraza 6.
De los 10 grupos identificados, el 10, 9 y 8
están relacionados con basculamientos de la
cuenca o liberaciones de carga producidas
por la fusión de los hielos generados en el
último pulso glaciar. El resto de los grupos
cronológicos datados, a excepción de parte
de la población del grupo cinco, que parece
estar ligada a factores desencadenantes de
tipo sísmico, están genéticamente conectados
a cambios climáticos.
3.6.2. Periodos de recurrencia
Los datos obtenidos de los modelos de
ocurrencia temporal no permiten, hasta la
fecha extraer periodos de recurrencia claros
para el pasado. Los existentes se han
establecido usando los datos del presente
y/o pasado reciente. El rango de los
periodos de recurrencia para deslizamientos
superficiales, varía de una región a otra.
Así, en California, el rango de los periodos
de recurrencia oscila entre 5 y 50 años, si
hay una humedad antecedente adecuada del
suelo (Brown III, 1988); en los Alpes el
rango oscila entre 4 y 45 años (Van Steijn,
1996); en Noruega se han encontrados
periodos de recurrencia de 50 a 150 años
(Sandersen et al., 1996). En los Pirineos
Orientales 30-40 años (Corominas, 2000); en
la Cordillera Cantábrica se ha identificado
un ciclo corto cada 11 años; en Hong-Kong
ocurren 3 veces por año (Brand, 1985).
Obviamente, en muchos otros ejemplos los
periodos de recurrencia son superiores.
3.7. Los movimientos de ladera como
indicadores climáticos. El problema derivado
del establecimiento de relaciones
causa-efecto.
No resulta fácil establecer relaciones
causa-efecto entre ocurrencia de
deslizamientos y variación en las
condiciones climáticas. Así, por ejemplo, no
hay una correlación directa en Europa entre
la retirada de los hielos glaciares, que
cubrían la mayoría de las cimas montañosas
durante el último pico glaciar del DRIAS III
(± 18.000 a. B.P.), y la aparición de
periodos de actividad de deslizamientos
(Corominas et al., 1994b). Dataciones
efectuadas en Suiza y el Reino Unido,
muestran que los grandes deslizamientos
postglaciares, no se producen, justo después
de la retirada de los hielos glaciares, por
el socavamiento basal de las laderas de los
valles glaciares debido a la acción fluvial,
sino que pueden tener un retardo de hasta
miles de años (Schoeneich, 1991). En la
Cordillera Cantábrica los movimientos de
ladera post Dryas III se han datado en torno
a los 7.300 años con errores entorno a
varias decenas de años. El retraso en el
desencadenamiento de estos procesos se
explica a través del tiempo que tardó en
fundirse, el profundo permafrost que se
había generado con la glaciación y del
tiempo necesario para producirse una ruptura
en la ladera por descompresión (Corominas et
al., 1999). La fusión del permafrost ha sido
considerada como la mayor causa de
producción de deslizamientos a comienzos y
durante Holoceno (Jackson et al., 1989,
Alexandrowicz, 1997) sobre todo de “debris
flows”.
Otro tipo de imprecisión proviene del tipo
de técnica de datación empleada. A excepción
de las técnicas de seguimiento continuo, el
resto de las técnicas no miden el momento de
inicio de la actividad del proceso sino un
momento de
estabilidad o finalización del mismo,
por lo que suele haber desfases entre uno y
otro evento que pueden abarcar decenios.
Por otra parte, cabe señalar que la
aparición o desaparición de glaciares en las
laderas supone el desarrollo de cambios en
las mismas de gran amplitud temporal. Éstos
se manifiestan, a escala de cuenca, como
deformaciones y basculamientos, que a su
vez, originan procesos de ladera de gran
envergadura. Los basculamientos producen
además modificaciones de los niveles de base
que suelen ir de la mano de modificaciones
de las cargas de carácter litostático, y
que, a su vez, se pueden ver impulsadas por
movimientos epirogénicos o tectónicos. De
este modo, las laderas de los valles se
someten a un nuevo estado de esfuerzos, que
conduce a favorecer la génesis de
movimientos de ladera sobre las mismas. En
la Cordillera Cantábrica se han identificado
basculamientos de la cuenca que se reflejan
a través del control tectónico de la red de
drenaje, del basculamiento de terrazas
fluviales y superficies antiguas de erosión,
del engrosamiento prisma aluvial y de la
aparición de movimientos gravitacionales
profundos adyacentes a las fracturas que
actúan como eje de basculamiento. Éste
basculamiento se ha atribuido a la
liberación cargas por fusión de los
glaciares instalados en la cordillera en los
últimos picos glaciares (González, 1995).
Después de una intensa etapa glaciar, la
deglaciación ulterior, produce la aparición
de fenómenos de decompresión sobre las
laderas de los valles, debido a la
desaparición de la masa de hielo que estaba
situada sobre las mismas. La descompresión
origina sobre las laderas fracturas
circulares muy profundas, que desencadenan
movimientos rotacionales que desmantelan la
morfología glaciar previa (Selby, 1982). En
dichas circunstancias, aumentos del nivel
freático llevan parejos incrementos de la
inestabilidad de las laderas.
En la Cordillera Cantábrica,
(González, 1995) se ha identificado un grupo
temporal de movimientos de ladera de más de
47.000 años B.P., (movimientos de grandes
dimensiones, con plano de ruptura rotacional
que desmantelan la terraza más antigua
datada de más de 120.000 años y que están
aterrazados por el nivel de terraza de más
de 47.000 años B.P.) generado por
condiciones similares a las aludidas. En
otro grupo temporal, constituido por grandes
flujos de derrubios que presentan un
contexto geomorfológico similar al anterior,
pero que además se encuentran modelados por
formas glaciares atribuidas al pico glaciar
en torno a 45.000-50.000 B.P., su génesis se
ha atribuido a incisiones del canal fluvial,
debidas a reajustes del nivel de base con
posteridad a los máximos glaciares del
50.000 B.P. y 30.000 B.P.
Hay que tener en cuenta que no todos los
ciclos húmedos producen reactivaciones, así,
por ejemplo, en estudios realizados en el
pirineo, durante los 80-100 últimos años,
mediante técnicas dendrocronológicas, se ve
que los episodios de reactivación ocurren
cada 3 o 4 años de media (Corominas, 2000).
Otro problema que hay que tener en cuenta en
la falta de disponibilidad de material para
deslizarse. En Europa se han señalado
reducciones en la actividad de flujos de
derrubios por este motivo (Innes, 1985, Van
Steijn et al., 1988), a pesar de que la
frecuencia de aparición ha aumentado.
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fin
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LA
CIENCIA SE COMPONE DE ERRORES, QUE A SU VEZ, SON LOS PASOS HACIA LA VERDAD ‹Julio Verne› |
Pensar, es facil. Actuar
es un poco mas dificil. Pero actuar como pensamos es mucho mas dificil. (Johann Wolfgang von Goethe). |
Los procesos terrestres externos no solamente aportan información del funcionamiento interno del planeta, sino también de la actividad del sol y de las actividades humanas
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