CONSIDERACIONES SOBRE LA RELACIN ENTRE MOVIMIENTOS DE LADERA Y CLIMA

GONZLEZ-DEZ, Alberto*.

REMONDO, Juan*.

CENDRERO, Antonio*.

* Dpto. Ciencias de la Tierra y Fsica de la Materia Condensada. Facultad de Ciencias. Universidad de Cantabria. Avd. de Los Castros s/n 39005; gonzalea@unican.es.

Resumen:

En el presente trabajo se llevan a cabo una serie de comentarios sobre las relaciones existentes entre los movimientos de ladera y el clima. Estos comentarios se estructuran en dos grupos, los dirigidos hacia el estudio de las relaciones de estos procesos y las condiciones climticas presentes y las relaciones existentes entre movimientos de ladera y las condiciones climticas pasadas. En el primer grupo se analiza la influencia de factores ambientales como son la precipitacin, temperatura, vegetacin, en la inestabilidad de laderas. Tambin se comenta el control del clima sobre la tipologa de movimiento; as como el papel ejercido por el agua subterrnea y por el agua canalizada en la inestabilidad, y cmo pueden utilizarse esta informacin para desarrollar sistemas de alerta ante la posible ocurrencia de dichos procesos. En el segundo grupo se analiza el papel que ejercen los movimientos de ladera en la evolucin del relieve, cmo a travs de su huella geomorfolgica podemos conocer cul fue el factor desencadenante que los origin y qu incertidumbres plantea esa informacin, asimismo se analiza cmo la evolucin del relieve

permite extraer conclusiones sobre el desarrollo de la ocurrencia temporal de estos procesos y el papel de los argayos como indicadores climticos pasados.

1. INTRODUCCIN Una de las ideas ms profundamente arraigadas en el pensamiento cientfico es que los movimientos de ladera, tambin llamados deslizamientos de ladera, procesos de inestabilidad de ladera, movimientos en masa, deslizamientos (s.l.) o argayos (en Vizcaya, Cantabria y Asturias), que son fenmenos controlados por la accin de la gravedad, tienen una estrecha relacin causa-efecto con el clima. Sin embargo, hay ocasiones en las que esta relacin no es evidente; ni existe relacin con el clima, ni con cualquier otro de los factores que se consideran desencadenantes; ocurriendo sin una razn aparente en cuanto a su causalidad. Excluyendo esta situacin, este trabajo centra su enfoque en aquellos movimientos que si tienen relacin con el clima. Cabe sealar 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 cientficos y que Corominas (2000) detalla, en cuatro puntos:

1. La investigacin de umbrales de precipitacin que permitan una prediccin a corto plazo y una mejora de los sistemas de alerta.

2. El establecimiento de la actividad de deslizamientos en el pasado y la determinacin de su frecuencia, que sirve para determinar su probabilidad temporal, y los modelos de amenaza ante estos fenmenos.

3. La prediccin de las respuestas de deslizamientos frente a las fluctuaciones climticas. En reas de montaa los grandes deslizamientos dormidos han llegado a ser una amenaza para la poblacin e infraestructuras. El anlisis de su actividad pasada y reciente arroja luz para predecir su comportamiento en el futuro.

4. Contrastar la fiabilidad del uso de deslizamientos como geoindicadores de cambio de las condiciones climticas. Cambios en el patrn de la actividad de deslizamientos se pueden interpretar como cambios en las condiciones hidrolgicas de las laderas, que en ltimo caso estn controladas por el clima.

Estos cuatro puntos se pueden resumir en dos grandes lneas. Una dirigida al estudio de la influencia de factores ambientales como son la precipitacin, temperatura, vegetacin, tipo de movimiento, modelo hidrolgico, etc., en el desencadenamiento de movimientos de ladera en las condiciones climticas presentes. La otra lnea, se encamina hacia extraer conclusiones sobre el papel de los movimientos de ladera en la evolucin del relieve, y cmo este conocimiento permite mejorar los pronsticos de amenaza y del papel de los argayos como indicadores climticos pasados.

Histricamente, los estudios para el anlisis de las relaciones entre el clima y los movimientos de ladera se han orientado hacia el anlisis de la frecuencia, extensin o intensidad de los deslizamientos ocasionados por factores climticos. Las aplicaciones de este tipo de estudios se han dirigido hacia: a) la identificacin de zonas con distintos niveles de susceptibilidad en relacin con estos procesos, para la realizacin de mapas de amenazas o de peligrosidad que sirvieran como instrumentos preventivos para la mitigacin 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 Gonzlez et al., 1992); b) los encaminados al estudio detallado de movimientos especficos, a travs de la determinacin de sus caractersticas fsico-qumicas y geotcnicas, 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 ltimo trmino, elaborar modelos analticos 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 evolucin del relieve y los encaminados al diseo de sistemas de alerta que prevengan su ocurrencia, estn fuertemente ligados al primer grupo. Mientras que el establecimiento de modelos hidrolgicos 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 revisin exhaustiva del estado del conocimiento de este mbito cientfico. Una revisin as requerira un contexto ms amplio y meditado que el planteado en el presente trabajo. Por el contrario, se pretende hacer una reflexin sobre el papel de dichos factores ambientales en la inestabilidad de laderas tanto en las condiciones climticas presentes como pasadas.

2. RELACIONES ENTRE MOVIMIENTOS DE LADERA Y CLIMA EN EL PRESENTE Los movimientos de ladera afectan a casi todo tipo de reas geogrficas, con condiciones climticas muy diferentes, y constituyen un importante mecanismo de denudacin y evolucin del relieve; adems, el desarrollo de este tipo de procesos se ve fuertemente influenciado por factores de tipo climtico, con lo que es de esperar que los cambios en el clima se reflejen en la frecuencia, extensin o intensidad de los deslizamientos.

Un desencadenante es un estmulo externo que causa modificaciones en la geometra de la ladera, casi de forma inmediata, debido a un rpido incremento de las tensiones o por una reduccin de la resistencia del material de la ladera (Wieczorek, 1996). Segn Palmquist y Bible (1980), tres son los factores desencadenantes que actan 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, as como la relajacin litosttica (Ancochea et al., 1990, 1994; Fster et al., 1993; Cendrero y Dramis, 1995, Gonzlez, 1995).

Las referencias existentes en la literatura cientfica en relacin 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 gnesis de las diferentes tipologas de movimientos (Sharpe, 1938, Hutchinson, 1968; Hutchinson y Bhandari, 1971).

Por otra parte, desde el punto de vista del anlisis 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 estmulo que desencadena la ruptura (factor desencadenante). De todos los parmetros climticos, los que ms participan en la inestabilidad son tanto la precipitacin y fusin de nieve como la temperatura, aunque es la lluvia la que ms interviene en trminos porcentuales. Ambos parmetros participan en la gnesis del proceso no slo condicionando su distribucin espacial, sino tambin desencadenando el movimiento.

2.1. El papel de la lluvia, la fusin de nieve, el agua subterrnea y el aumento del caudal en los cursos fluviales adyacentes, en la inestabilidad de laderas 2.1.1. La lluvia

La lluvia acta tpicamente, en la inestabilidad de laderas, aportando agua al sistema, lo que conlleva, principalmente, la saturacin del material situado en la ladera. Esta saturacin conduce a cambios en las tensiones internas del material, debidas a incrementos de la presin 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 sealar que los incrementos de la presin de poros no estn ligados exclusivamente, a aumentos en la saturacin de agua; tambin pueden deberse a incrementos de las sacudidas ssmicas (Radbruch-Hall y Varnes, 1978; Solonenko, 1972).

2.1.2. La fusin de nieve

En regiones de alta montaa, los episodios de fusione de nieve o hielo glaciar de manera aislada o en combinacin con la temperatura y precipitacin 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 reas 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 presin en los poros del mismo, rebajando las tensiones efectivas y propiciando que ste rebase su lmite de resistencia y rompa.

El agua infiltrada proviene principalmente de las precipitaciones, del deshielo y de la escorrenta superficial y subterrnea. La relacin entre la cantidad de agua que se infiltra en el material y el flujo de agua que drena controla los cambios en la presin del agua en los poros. As, cuando el agua infiltrada aumenta, la presin en los poros de los materiales que conforman la ladera se eleva hasta un nivel crtico en el que tiene lugar la rotura. La tasa de infiltracin est influenciada por la pendiente de la superficie de la ladera, la cobertera vegetal y por la permeabilidad de los materiales. El aumento de la presin del agua puede producirse de forma rpida, si la conductividad hidrulica 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 saturacin.

En materiales poco permeables la entrada y salida de agua es lenta. En tales casos, ser ms fcil que suceda una rotura si dichos materiales estn en un estado de presaturacin. Este estado puede alcanzarse durante un lapso de tiempo variable, anterior a la ocurrencia del movimiento (por ejemplo a partir de precipitacin antecedente). El estado presaturado reduce la succin del suelo y predispone al incremento de la presin hdrica en los poros, que aumentara fcilmente con un pequeo aporte de agua adicional (Sandersen et al., 1996; Wieczorek, 1987). Cuando en el balance hdrico de los materiales el agua acumulada antecedente es un factor relevante, deber tenerse en cuenta la evapotranspiracin en dicho balance. Por otra parte, en suelos arcillosos pueden alcanzarse sobrepresiones cuando existen vas de agua preferenciales (bioturbacin animal o vegetal, tubificaciones o grietas) que facilitan la concentracin de agua subterrnea con la consiguiente elevacin de la presin de agua en los poros (Corominas y Alonso 1990).

Debido a que los materiales de grano fino drenan lentamente, la reactivacin de un deslizamiento ocurre normalmente como respuesta al incremento de la presin de agua causada por flujo de agua acumulado con anterioridad. Desde este punto de vista, el agua acumulada para producir un movimiento grande debera ser mayor que para uno pequeo.

La presencia de agua en las grietas y fisuras de macizos rocosos puede elevar la presin desestabilizando la roca. Sin embargo, a medida que el movimiento progresa la presin se disipa rpidamente, interrumpindose el proceso. Por otro lado, la presencia de agua en combinacin con condiciones cclicas de congelacin-fusin 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 distorsin de la masa de roca causando cambios significativos en la presin intersticial. As, si no se tiene en cuenta las condiciones geolgicas que favorecen la rpida concentracin de agua subterrnea no se podran 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 ms complejo. Una vez iniciado el movimiento, puede seguir movindose lentamente durante meses o aos (Hutchinson and Bandhari, 1971) si las presiones no se liberan fcilmente. Las variaciones en la presin de agua pueden contrarrestarse por la presencia de surgencias a travs 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 reactivacin de deslizamientos dormidos y de la aceleracin de movimientos activos. Por ltimo, decir que la presencia y circulacin de agua en los materiales es responsable en gran medida de la meteorizacin de los mismos, produciendo su debilitamiento y facilitando as 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 modificacin o destruccin de la composicin mineral del sedimento, que implican cambios en la estructura mineralgica e incrementos de la plasticidad del material o reducciones de los lmites de fluidificacin de ste. As, por ejemplo, en materiales pertenecientes a las Facies Keuper (arcillitas, limonitas, yesos, sales de sodio, etc.), situados en la Cordillera Cantbrica, el agua que circula por el material puede disolver la estructura mineralgica 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 (Gutirrez, 1996; Benito et al., 1998; Gutirrez y Cooper, 2002). Otro ejemplo, se da en las formaciones arcillosas que incorporan agua en su estructura mineral, transformndose y disminuyendo sus lmites lquidos y plsticos. En este caso es importante analizar la mecnica de las arcillas implicadas (Tsige, 2003).

Por otro lado, la lluvia acta aumentando el caudal de los cursos de agua durante tormentas, lo que conlleva a un incremento de la erosin fluvial en las mrgenes de las laderas de los valles, como puede verse en el Pirineo Oriental (Corominas y Alonso, 1999). El tipo y configuracin geomorfolgica de las cuencas fluviales juega un papel importante en el efecto de socavacin que realizan los cursos fluviales. As, en valles estrechos, las laderas inestables son continuamente removilizadas por la accin erosiva del canal fluvial; mientras que en valles amplios, los depsitos de ladera, potencialmente deslizables, permanecen protegidos de la accin erosiva fluvial por las terrazas y las amplias llanuras de inundacin (Palmquist y Bible,1980).

2.2. El papel de la temperatura en la inestabilidad La temperatura es tambin responsable de la gnesis de estos procesos aunque en menor medida. La temperatura acta tambin como un factor condicionante y/o desencadenante

del proceso. La fusin (ya comentada) del permafrost o de la nieve por efecto trmico, produce un incremento en la saturacin del material y un aumento de su inestabilidad, al igual que ocurre con la precipitacin. Los cambios cclicos de temperatura, en reas de alta montaa, 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 tipologas de movimientos de ladera, especialmente las cadas o desprendimientos (Rapp, 1960, Luckman, 1976; Sandersen et al. 1996; Matsuoka & Sakai, 1999). En el pasado se ha relacionado su ocurrencia justo con las postrimeras de las fases glaciares (Rapp, 1960, Gardner, 1980), justo con el funcionamiento de crioclstia (Grove, 1972, Wieczoreck y Jger, 1996). En reas de alta montaa en donde el permafrost est presente, se han identificado movimientos relacionados con fusiones del permafrost (Jackson et al., 1989).

2.3. El papel de la vegetacin en la inestabilidad Otra variable ambiental que depende en gran mediada de los parmetros climticos sealados, y que incide en la inestabilidad de laderas es la vegetacin. La vegetacin puede actuar directamente en la inestabilidad (a travs de races, etc.), pero tambin de manera indirecta reduciendo al cobertera vegetal. Este ltimo aspecto est intimamente ligado al clima. Schumm (1965) analiz la relacin existente entre temperatura, precipitacin eficaz y cantidad de sedimento producido por la precipitacin; asimismo la temperatura y precipitacin con la concentracin de sedimento aportado por las lluvias. En las grficas elaboradas por este autor se pone de manifiesto de forma emprica que incrementos paralelos de precipitacin y temperatura no conllevan necesariamente, cambios sustantivos en las laderas, ya que al mantenerse la cobertera vegetal sta protege al suelo de la erosin (en sentido amplio, incluyendo la producida por procesos de ladera). Los incrementos de la precipitacin 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 vegetacin, 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 acuferos y por consiguiente, en la presin 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, precipitacin y escorrenta superficial. Si bien, un aumento de la precipitacin implica un aumento de la escorrenta superficial, este aumento no es tan evidente cuando aumenta la temperatura. Por otra parte, un aumento de la temperatura hasta condiciones clidas con gran humedad hace que la cobertera vegetal se desarrolle en mayor medida, reteniendo gran cantidad de agua de lluvia y disminuyendo la escorrenta superficial. Noble (1963) analiz la relacin entre la densidad de cobertera vegetal expresada en tantos por ciento y la tasa de erosin que cabe esperar con esa cobertera, por la accin de una tormenta. En dicha relacin se aprecia como a medida que la cobertera vegetal disminuye, la tasa de erosin producida por las tormentas aumenta de forma exponencial. Las laderas con coberteras bien desarrolladas y densas son poco susceptibles a la prdida de materiales, ya que estn protegidas por el efecto de retencin de las plantas.

Tomando en consideracin los datos anteriores Knox (1972) estudi la respuesta geomorfolgica y de la vegetacin ante los cambios climticos, proponiendo un modelo en el cual se identifica el ptimo erosivo producido por los cambios climticos sobre el relieve; que se desarrolla cuando se evoluciona desde condiciones con poca vegetacin y pluviometra a

unas condiciones de aumento de la pluviometra. En la literatura existen algunos ejemplos de cmo cambios en la vegetacin ha producido aumentos en las tasas de produccin de movimientos de ladera (Lamarche, 1968, De Graff, 1991, Gonzlez, 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 pequeo espesor (< de 1 m). Para estos movimientos basta unas lluvias intensan para ocasionar movimientos sin lluvia precedente. Como las que ocurrieron en la Cordillera Cantbrica en 1983 y 1994. Otras veces no responden de la misma manera, as en junio de 2003 se produjo una tormenta que conllev 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 depsitos superficiales que poseen espesores tpicos por debajo de los 3 m; en laderas con pendientes fuertes y con materiales que poseen un lmite 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 despus, por lo que hay una buena relacin 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 saturacin de los acuferos, para que se ponga en funcionamiento.

Ms incertidumbre en la relacin clima-lluvia aportan los movimientos de gran espesor (> 10 m), como algunos flujos de derrubios en los que el espesor del depsito superficial es mayor, y que normalmente corresponden a materiales de baja permeabilidad, lo que dificulta su saturacin. En este tipo de tipologas se necesita de periodos significativos de lluvia antecedente (Sandersen et a., 1996, Wieczorek, 1987). La lluvia antecedente acta incrementando la saturacin del material. Si no se producen descargas de agua, el material se mantiene cerca de la saturacin, lo que significa una reduccin de la succin de infiltracin. 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 relacin lluvias o fusin de nieve con deslizamientos se hace an 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 infiltracin 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; ms bien, se piensa que estn debidos a factores desencadenantes de tipo ssmico o a la

colaboracin entre lluvia y con otros factores desencadenantes (tectnicos, climticos-epirognicos-tectnicos, 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 correlacin entre movimiento y lluvia es difcil de establecer (Rat, 1988; Follacci, 1999). Por lo tanto, tampoco se pueden asegurar que las lluvias intensas hayan ocasionado su gnesis en el pasado, lo que dificultara su correlacin con modelos climticos. En otros trabajos realizados en Suiza se ha puesto de manifiesto que un incremento de la precipitacin a escala de dcadas debe tenerse en cuenta en la reactivacin de grandes deslizamientos (Noverraz et al., 1998). Sin embargo, ni tormentas, ni lluvias estacionales, ni la precipitacin anual, explican la aceleracin 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 acuferos crsticos adyacentes, que aportan importantes volmenes de agua de manera inmediata (Corominas y Alonso, 1990). Esta situacin se da tambin en movimientos de menor espesor, como los desarrollados sobre materiales de las Facies del Keuper en Cantabria, donde los acuferos jursicos situados encima les aportan (una vez estn saturados) grandes volmenes de agua a travs de tubificaciones producidas en las arcillas del Keuper.

En la mayora de las grandes avalanchas de roca prehistricas que han sido recientemente datadas se acepta la idea de que se han producidas por terremotos (Perrin y Hancox, 1991). En la Cordillera Cantbrica (Gonzlez 1995 y Gonzlez et al., 1999) identificaron un grupo de movimientos de ladera, en los que aparece un nmero significativo de deslizamientos con plano de ruptura profundo de tipo rotacional y translacional. Estos deslizamientos estn distribuidos en proximidad a las principales fallas o sistemas de fracturas, algunas de las cuales manifiestan sismicidad y liberacin de radn 222 en la actualidad. La contribucin de dichos movimientos a la evolucin del relieve es notablemente mayor que la aportada por el resto de tipologas correspondientes a la misma edad. Aunque en ese momento pudieron aparecer juntos factores desencadenantes climticos y antrpicos parece claro que, por su distribucin espacial y geomorfolgica, fueron los factores ssmicos los que ocasionaron el desarrollo de estos movimientos.

Los deslizamientos de tamao intermedio, tanto transnacionales como rotacionales y que afectan a litologas limosas-arcillosas, poseen una mejor relacin con el la precipitacin, aunque si bien es la lluvia antecedente la que juega un papel principal. En el contexto sealado anteriormente, se producen drenajes muy lentos y las rupturas se ocasionan por incrementos de la presin de agua en los poros causadas por lluvias acumuladas; cuyo periodo de acumulacin 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 tamao del argayo. Hay estudios en los que se ha puesto de manifiesto que la lluvia antecedente puede haberse concentrado durante un ao antes, atendiendo a la precipitacin media anual (Bromhead et al., 1998). En otros estudios se ha observado como los movimientos siguen activos incluso durante periodos de meses o aos sin relacin directa con lluvias (Hutchinson y Bandhari, 1971), o incluso centenares de aos, como en el caso de ciertos earth flows (Savage et al., 1992).

2.5. Umbrales de precipitacin. Se han hecho muchos trabajos encaminados a conocer la precipitacin o intensidad de lluvia mnima requerida para producir rupturas. Muchas propuestas estn basadas en observaciones empricas. En la literatura se seala que precipitaciones de 200 mm en 24

horas producen deslizamientos inminentes (Bhandari et al., 1991). Este umbral de lluvia puede cambiar de una regin a otra, as en Hong Kong se han originado debris flows con 70 mm de precipitacin (Brand, 1985, Au, 1998) mientras que en Hawai, se requieren, al menos precipitaciones entre 250-300 mm (Pierson et a., 1991).

Una de las relaciones ms interesantes que han aparecido en la literatura entre los argayos y el clima es el de los umbrales de precipitacin. Los primeros trabajos parten de Caine (1980) que investig un total de 73 deslizamientos superficiales (< 3 m de profundidad) situados en laderas no afectadas por alteraciones antrpicas o por socavamiento basal fluvial. Usando registros de precipitaciones locales defini un umbral mximo para la inicializacin de deslizamientos de I=14.82 D-0.39 donde I es la intensidad de precipitacin medida en mm/h y D es la duracin de la precipitacin medida en horas. Los datos del ajuste son muy buenos entre 10 minutos y 3 das. Los datos fueron compilados para una gran variabilidad de condiciones geolgicas y climticas.

A partir de esta idea otros autores han trabajado tratando de mejorar el conocimiento entre las relaciones lluvias-deslizamientos. Un problema con los datos aportados por Caine (1980), es que no incluyen eventos climticos en los que no se hayan desarrollado deslizamientos y que son necesarios de incorporar en un tratamiento estadstico adecuado (Crozier, 1997). La cantidad de lluvia infiltrada necesaria para que este hecho se produzca varia de una ladera a otra, por lo tanto, el establecimiento de umbrales de precipitacin en amplias zonas depende de la homogeneidad de las laderas.

Una prediccin ms precisa del desarrollo de deslizamientos por lluvias se obtiene si sumamos la lluvia antecedente a la intensidad-duracin (Cannon y Ellen, 1985; Wieczoreck, 1987; Wieczoreck et al., 2000). La comparacin de los datos demuestra la variabilidad de las condiciones hidroclimticas responsables de la ocurrencia de deslizamientos y enfatiza que los umbrales requieren calibracin para regiones especficas, dado que los valores de estos autores se sitan sobre la lnea de Caine. Shakoor y Smithmyer (2005) encuentran valores coherentes con los de Caine (1980) con ligeras variaciones. Los deslizamientos estudiados por estos autores se producen en cortes en carreteras, sobre suelos coluviales. Los deslizamientos provocados por tormentas estudiados, son fundamentalmente roturas translacionales, se originaron a lo largo del contacto entre el depsito superficial y la roca del sustrato. Los movimientos se producen cuando el material tiene un porcentaje de saturacin entre el 90 y 100%, dependiendo de los ngulos de la ladera. La vegetacin juega un importante papel desvindolos alrededor de los rboles y arbustos. Las litologas del sustrato son ms propensas que el depsito superficial a sufrir deslizamientos, Shakoor y Smithmyer (2005). Sin embargo, las caractersticas hidrolgicas, geomtricas y geotcnicas de las laderas cortadas artificialmente difieren de las naturales.

Varios autores han incluido otros factores adems de la intensidad de lluvia en los anlisis. Por ejemplo, Crozier (1999) desarroll un modelo con el estado de agua antecedente para proveer la ocurrencia de deslizamientos con un modelo de prediccin a 24h. El modelo de Crozier calcula un ndice de agua en suelo corriendo un balance de agua diario y aplicando un factor de drenaje de suelo, para precipitaciones que exceden a partir de los 10 das precedentes. Este modelo supone un satisfactorio nivel de prediccin.

Otro tipo de coeficientes utilizados para normalizar el papel de la lluvia es el coeficiente del evento (Guidini y Iwasa, 1997), que mide la relacin existente entre el total de precipitacin del evento y la precipitacin media anual. Este indicador se ha mostrado muy til en varios trabajos (Govi y Sorzana, 1980; Cannon y Ellen, 1988; Mark y Newman, 1988; Pierson et al. 1991). Aunque segn la zona de studio puede oscilar entre 0,16 y 0,06 (Guidicini y Iwasa, 1997; Polloni et al. 1996; Harp y Savage, 1998).

Partiendo de las mejoras en el anlisis del umbral de lluvias propuestas en la literatura, Jacob y Weatherly (2003) proponen un sistema de alerta ante lluvias. Estos autores llevan a cabo un anlisis discriminante con todas las precipitaciones que se desarrollan en un rea de estudio, produzcan o no deslizamientos. En el trabajo se pone de manifiesto como las intensidades de lluvia se correlacionan pobremente con las medidas de la respuesta del caudal de los cursos fluviales adyacentes. Esta observacin sugiere que las intensidades de lluvia de manera individual son inapropiadas para la prediccin de deslizamientos, si no van acompaadas de medidas de la humedad antecedente. Los autores obtienen una funcin discriminante:

CSL= -11,71+ 0,14 QM1+ 0,02 A4W+0,35 I6h

CSNL =-8,18 -0,06 QM1 + 0,01 A4W + 0,50 I6h

Donde QM1 son los caudales medidos en estacin de aforo; A4w es la lluvia antecedente 4 semanas previas a la precipitacin (en mm), y I6h es la intensidad de lluvia en las ltimas 6 horas (en mm). De acuerdo con los principios del anlisis de funciones discriminantes CSL y CSNL representan las puntuaciones discriminantes para tormentas desencadenantes de deslizamientos y no desencadenantes. Si el valor CSL es mayor que la puntuacin CSNL, la combinacin de condiciones antecedentes y actuales son similares para desencadenar deslizamientos superficiales; si el nmero CSL es inferior, estas condiciones no son similares para producir deslizamientos superficiales. Partiendo de esta lgica las diferencias entre CSL y CSNL pueden expresarse como CS, que es una medida directa de la posibilidad de que ocurran deslizamientos. As, si CS=CSL-CSNL es positiva, es probable que ocurran deslizamientos y viceversa. Por lo tanto, un clculo continuo de CS representa una medida integrada hidroclimtica para la probabilidad de deslizamientos en un momento especfico del tiempo. Este indicador puede usarse para el diseo de sistemas de alerta. As, los deslizamientos pueden ocurrir en el momento en el que se exceda el lmite del umbral de intensidad de lluvia, en cualquier lugar del rea de estudio. El problema que plantea su uso es la dispersin que pueden tener las clulas convectivas de alta intensidad y precipitacin en el rea de estudio. Una aproximacin equivalente es la planteada por Aleotti (2004) Italia.

3. EL PAPEL JUGADO POR EL CLIMA DEL PASADO EN EL DESENCADENAMIENTO DE MOVIMIENTOS DE LADERA A TRAVS DE EN LA EVOLUCIN DEL RELIEVE. La principal expresin geomorfolgica de la evolucin del relieve es la transferencia de masa desde las zonas de denudacin a las reas de sedimentacin. La denudacin es la consecuencia de la actuacin de una serie de agentes erosivos, entre ellos los movimientos en masa. Los argayos no slo producen la denudacin y transporte de masa, sino que modifican la roca del sustrato y los depsitos superficiales, hacindolos ms fcilmente erosionables por parte de otros agentes. Por tanto, los movimientos de ladera son un factor importante en el modelado y evolucin del paisaje, tanto desde un punto de vista general como desde el punto de vista especfico de la creacin de formas y depsitos que constituyen elementos del paisaje cuantitativa y cualitativamente significativos.

Dado que los argayos estn, en parte, genticamente ligados a fenmenos climticos, y que el relieve est esculpido por procesos de ladera, se puede buscar en el relieve informacin sobre el clima pasado.

En primera aproximacin, un mtodo para establecer el papel jugado por el clima como agente causal de deslizamientos, y por lo tanto, en la evolucin del relieve, es el establecimiento de correlaciones entre la ocurrencia temporal y las condiciones climticas. Es evidente que para poder llevar a cabo dicha actividad se debe contar, para la misma rea geogrfica, con modelos climticos de detalle y poblaciones de movimientos de ladera,

convenientemente datadas. Sin embargo, no es nada fcil disponer de poblaciones de deslizamientos que tengan un nmero importante de individuos datados y que sus edades correspondan a una ventana de tiempo amplia, lo que supone una limitacin a la hora de tratar estadsticamente tales correlaciones.

3.1. La huella geomorfolgica de los deslizamientos en el relieve La distribucin espacial de los deslizamientos pasados en el relieve (huella geomorfolgica) 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 distribucin espacial determinada, una huella propia en el relieve. Los deslizamientos ocasionados por factores climticos dejan una huella muy patente que permite su identificacin Palquist y Bible, 1980; Gonzlez, 1995), stos aparecen distribuidos por toda la cuenca, pero especialmente en las zonas altas de las laderas, sobre terrazas viejas y jvenes, fondos de valle y antiguos depsitos de deslizamiento. Los movimientos causados por sismicidad presentan una distribucin temporal coincidente con los perodos de mxima actividad ssmica, mientras que su distribucin espacial se corresponde con una elipse cuyo eje mayor sigue la orientacin de la falla que genera los terremotos (Kiefer et al., 1978; Coates, 1977). Por ltimo, los argayos debidos a la influencia de la incisin 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 depsitos ya existentes.

A pesar del incremento en el conocimiento sobre los factores condicionantes de los movimientos de ladera, y del desarrollo en la obtencin de modelos de distribucin espacial elaborados a partir de combinaciones de dichos factores, todava resulta una incgnita determinar el lugar preciso de la ladera en el que se desarrollar la primera aparicin de un argayo. Las primeras rupturas presentan una distribucin espacial muy coherente con el tipo de factor desencadenante que las ha producido. Una vez producido un deslizamiento, las condiciones geotcnicas y geomtricas de la ladera, en el entorno del mismo, sufren modificaciones respecto a las iniciales favoreciendo la aparicin de rupturas secundarias. As, en los estudios de la actividad presente de movimientos de ladera se observa como las segundas rupturas, estn localizadas alrededor de movimientos ms antiguos, a los cuales son adyacentes. Evidentemente, las segundas rupturas presentan una distribucin espacial dependiente de la dinmica de inestabilidad producida a raz de la primera ruptura. En funcin de su situacin frente a la primera ruptura reciben diferentes denominaciones. S las nuevas zonas inestables se sitan al pie o dentro de la lengua de un material ya movilizado, se habla de deslizamiento progresivo (la superficie de la ruptura est extendindose en la direccin de movimiento); si la nueva zona inestable se localiza en la cabecera del movimiento se denomina deslizamiento regresivo (la superficie de la ruptura est extendindose en la direccin opuesto al movimiento del material); si las nuevas rupturas se sitan en los flancos del depsito se habla de un deslizamiento agrandando (la superficie de la ruptura del deslizamiento est extendindose en dos o ms direcciones); si el material movilizado est 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 contina moviendo sin ningn 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 est extendindose.

Los estudios de evolucin del relieve, evidencian la dependencia de las rupturas secundarias de las primarias (Gonzlez, 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 qu reas 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 ro para producir el movimientos de la vertiente. En los estudios de evolucin del relieve hay que analizar si el movimiento es o no una ruptura primaria para evaluar su factor desencadenante.

El estilo de actividad tambin juega malas pasadas a la hora de conocer qu tipo de factor desencaden el movimiento. Muchas veces la actividad puede que sea compleja, exhibiendo, al menos dos tipos de movimientos (cadas, vuelcos, deslizamientos, extensiones y flujos) en la secuencia; o compuesta, es decir, poseer al menos, dos tipos de movimientos simultneamente 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 comn, por lo que se denomina sucesivo; tambin puede ser un solo movimiento de material cambiando de sitio (movimiento nico), o un deslizamiento que muestra un desarrollo repetido del mismo tipo de movimiento (deslizamiento mltiple).

3.2. El problema derivado de la datacin de movimientos antiguos Uno de los fines de la datacin de los procesos es determinar cul es su perodo 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 paralizacin del movimiento en temporadas (movimientos intermitentes). En ambos casos, su dinmica puede estar condicionada por factores estacionales o no. Existe un trmino opuesto a "activo" para designar a los procesos que no presentan movimiento y es el trmino "inactivo". Dentro del trmino 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 aos (denominados aletargados o "dormant", (Flageollet, 1994)).

Existe otro trmino 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 categoras: episdicos y singulares. Los movimientos singulares son aquellos que muestran reactivacin de forma ocasional, mientras que los episdicos corresponden a aquellos argayos que sufren reactivaciones peridicas. En funcin de la frecuencia de esta reactivacin se dividen en movimientos de baja, media y alta frecuencia. El concepto "perodo de retorno o de recurrencia" hace referencia al intervalo de tiempo entre episodios de actividad. Se ha empleado muchas veces el trmino reactivacin para designar aquellas reas 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 ao), histrico-recientes (entre 1 y 200 aos), histrico-antiguos (entre 200-3.000 aos), holocenos (3.000-10.000 aos), pleistocenos modernos (10.000-700.000 aos), pleistocenos antiguos (700.000-2.000.000 aos) y precuaternarios (mayores de 2.000.000 aos). Los intervalos cronolgicos ms frecuentemente utilizados en la mayora de los trabajos son:

recientes, histricos y antiguos. En primera aproximacin, esos intervalos pueden considerarse equivalentes a 1.000 aos.

Varios autores han analizado los procedimientos de datacin que se pueden aplicar a los procesos superficiales (Zeuner, 1952; Vita Finzi, 1969; Benedict, 1967; Thornes y Brunsden, 1977; Stuiver et al., 1993). Las tcnicas que ms frecuentemente se emplean en la caracterizacin temporal de los movimientos de ladera son: datacin isotpica, dendrocronologa, liquenometra, cronoestratigrafa, (Anderson y Richards, 1987, Corominas et al., 1994a). Mediante estas tcnicas se puede obtener una edad absoluta o relativa del proceso. Estas tcnicas se han aplicado en varios trabajos enfocados hacia el anlisis de la dimensin temporal de los argayos (Starkel, 1966; Johnson, 1987; Kotarba 1988; Corominas et al., 1992; Cendrero et al., 1994; Gonzlez et al., 1996, 1999). Los procedimientos de datacin aplicables al desarrollo temporal de los argayos varan, como es lgico, segn el lapso temporal que se considere, aos-dcadas, dcadas-siglos y siglos-milenios o superiores.

3.2.1. Escala de aos-dcadas

Para los argayos recientes, que presentan un movimiento continuo o estacional, se suelen aplicar tcnicas de datacin basadas en medidas directas sobre el terreno, como es el uso de sensores que toman registros continuos de diversos parmetros fsicos (por ejemplo: datos de velocidad de movimiento, presin de poros, humedad del suelo, etc.), sensores remotos aerotransportados que recogen imgenes peridicas, mediciones topogrficas del movimiento realizadas con tacmetros o va satlite, 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 climticos (fluctuaciones de precipitacin, temperatura, etc.). Cada mtodo presenta sus desventajas y sus ventajas. Uno de los ms usados en la literatura es el empleo de fotografas areas para retratar los movimientos registrados con posterioridad a una lluvia. En la actualidad, se est desarrollando un proyecto del Plan Nacional de I+D+i denominado FODISPIL, en el que se aplican tcnicas fotogramtricas digitales para estudiar la evolucin experimentada por deslizamientos superficiales (flujos de derrubios y deslizamientos de suelos) despus de eventos lluviosos. Para ello, adems de la realizacin de vuelos, antes y despus de cada evento lluvioso (conjunto de lluvias con duracin superior a 3-4 das), se registran 7 variables climticas cada 10 minutos en estaciones climticas automticas. Uno de los resultados preliminares ms interesantes del proyecto es que las rupturas de deslizamientos no se producen en episodios de lluvias de extrema intensidad, sino en eventos lluviosos cuya duracin es de varios das. Otro resultado destacable es que el movimiento se puede producir, en cualquier momento superando un determinado nivel de saturacin en el suelo. Algunos de los individuos sufren retrasos de varias decenas de horas desde que se mueven los deslizamientos ms madrugadores de cada evento. Por ltimo, se seala 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 datacin del evento.

3.2.2. Escala de dcadas-siglos

Los argayos histricos se pueden analizar con una amplia variedad de tcnicas de datacin, como pueden ser el estudio de datos almacenados en archivos histricos y hemerotecas, dendrocronologa, liquenometra, cronoestratigrafa y procedimientos isotpicos. Todas ellas son tcnicas muy tiles para el establecimiento de series cronolgicas de alta-media frecuencia.

3.3.3. Escala de siglos-milenios

Los argayos antiguos presentan ms dificultades para su caracterizacin cronolgica. Los procedimientos isotpicos y cronoestratigrficos son los ms utilizados para el establecimiento de series cronolgicas de baja frecuencia. La liquenometra y la dendrocronologa, 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 tipologas de movimientos y ambientes morfodinmicos, y presentan muchas dificultades en reas con elevada influencia humana.

La datacin de un movimiento de ladera es una tarea difcil 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 delimitacin del permetro del individuo a datar; de una meditada seleccin del rea fuente donde buscar el material fuente; de la bsqueda y obtencin de diferentes materiales que permitan la datacin por procedimientos diferentes con el fin de cotejar las edades obtenidas; de suerte para encontrar el material fuente; y por ltimo, del establecimiento preciso del contexto geomorfolgico aportado por las dataciones. Hay que tener en cuenta que las zonas argayadas, habitualmente estn sujetas a nuevos episodios de inestabilidad de laderas o erosin hasta que el material situado sobre la vertiente alcanza el equilibrio de nuevo. Por esta razn, es posible que los materiales tiles para datacin correspondan a los nuevos episodios de inestabilidad y no a los predecesores (Innes, 1997). As las dataciones ms fiables de material se producen si se conoce correctamente la estratigrafa y distribucin espacial del depsito (Hutchinson y Gostelow, 1976). En cualquier caso, dichos materiales deben buscarse en el pie del depsito, dentro de la masa deslizada o asociada a depresiones situadas sobre el depsito. Aun as se debe tener en cuanta que pueden haber discrepancias entre la edad aportada por la datacin y la correspondiente a la fase de actividad (Schoeneich, 1991, Corominas et al., 1994a, Lang et al., 1999).

El establecimiento del contexto geomorfolgico depende en suma medida de la escala de trabajo. Un error bastante corriente en la mayora de las cartografas de deslizamientos se debe a interpretaciones equvocas de los lmites del movimiento. As deslizamientos que sufren sucesivas reactivaciones en diferentes pocas, son interpretados como un movimiento nico, cuando en realidad son varios distintos. Este error est determinado por imprecisiones o falta de resolucin espacial en la cartografa. En la literatura se ha usado el trmino de reactivacin para designar aquellas reas de un argayo aletargado que presentan de nuevo movimiento. Sin embargo, si se cartografan con detalle los lmites espaciales de la reactivacin, stos no suelen coincidir con el rea anteriormente afectada, dado que en un gran nmero son deslizamientos nuevos adyacentes a una ruptura primaria.

Otro defecto que aparece en la mayora de los trabajos es la carencia de informacin sobre la precisin 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 ms llamativos de los modelos de ocurrencia temporal es la prctica inexistencia de deslizamientos pequeos antiguos. Esta circunstancia supone una paradoja, sobre todo si el factor desencadenante es climtico, porque como se ha mencionado las lluvias desencadenan numerosos movimientos de ladera, de escaso espesor Shallow landslides y de tipologas que van de debris flows, mud flows, Slab slides, rock falls o slip soil.

Gonzlez (1995) y Gonzlez et al. (1999) desarrollaron un modelo de ocurrencia temporal para un valle de la Cordillera Cantabrica con una poblacin de ms de 1139 deslizamientos, correspondientes a diferentes tipologas, y edades que van desde ms de 120. 000 aos

hasta la actualidad. Tomando el tamao mnimo y medio de cada clase temporal y enfrentndolo a su edad encontraron una relacin lineal creciente hacia el pasado, con una correlacin muy alta en ambos casos (en el tamao mnimo 0,99 y en el tamao medio 0,91).

El porqu de que el tamao mnimo de una clase temporal de movimientos de ladera crezca con el tiempo se debe a la erosin, que ha eliminado los tamaos menores. Dicho de otra manera, para una clase temporal de deslizamientos en la que su tamao mnimo es superior a 6 ha, su edad mnima ms probable sera de 5000 aos B.P., o que en 5.000 aos los procesos de desmantelamiento del relieve han difuminado la huella de la presencia de argayos de superficie menor en el relieve, hacindolos irreconocibles. La funcin tamao mnimo-edad es una medida de la erosin, y de la persistencia de un rasgo en el paisaje. Cualquier movimiento de ladera o rasgo geomorfolgico de tamao similar al mnimo encontrado en un grupo temporal ha sido erosionado y denudado hacia la cuenca de sedimentacin.

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 ltimos 500 aos que se ha atribuido a quemas y a sobre laboreo agrcola (Innes, 1983).

Los trabajos efectuados en la Cordillera Cantbrica por Salas (1993), Gonzlez (1995) y Gonzlez et al. (1996,1999) ponen de manifiesto la existencia de un incremento de un orden de magnitud en las tasas de movilizacin de deslizamientos entre el 5.500 y 5.000 B.P. (grupo temporal 5). La alta contribucin manifestada por deslizamientos profundos, tanto rotacionales como translacionales, la distribucin espacial de los movimientos en relacin 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 ssmico. Sin embargo, dentro del grupo temporal 5 tambin hay un numeroso grupo de tipologas que se pueden interpretar como producidas por factores desencadenantes de tipo climtico (lluvias intensas). Estos hechos por si solos no explican por qu durante ese lapso de tiempo (de apenas 500 aos) hay una elevada tasa de movilizacin. Sin embargo, del modelo climtico, y en particular de los estudios polnicos y sedimentolgicos efectuados para su confeccin, as como de los estudios arqueolgicos se extrae una informacin capital. Desde el 5.000 al 3.000 B.P. entran los pobladores neolticos. La importante deforestacin causada por sus prcticas ganaderas intensivas conlleva la perdida de vegetacin 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 ro Deba (Guipzcoa). Este incremento muestra relacin clara con parmetros climticos ni con la actividad ssmica. Sin embargo, se ha encontrado una buena e interesante correlacin entre frecuencia de deslizamientos e indicadores de actividad humana (Remondo et al., 2005).

Probablemente, la influencia del hombre se est convirtiendo en un factor condicionante y desencadenante directo de los movimientos de ladera. Las actividades antrpicas no slo estn influyendo en el clima directamente, sino en otras variables ambientales como por ejemplo en la vegetacin, que a su vez est afectada por el clima, por lo que los cambios experimentados pueden ser sinrgicos. Por lo tanto, se debe prestar atencin en el futuro al hombre como uno de los factores ms 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 climticos (Starkel, 1966,1985; Kotarba, 1988, Brunsden e Ibsen, 1994, Gonzlez, 1995). Son mucho ms escasos los estudios encaminados a determinar la dimensin temporal de estos procesos, en lo que respecta a su desarrollo a lo largo de lapsos que vayan desde unos pocos aos a varios milenios y en reas relativamente amplias. Este tipo de estudios, especialmente si tienen un enfoque cuantitativo, pueden permitir un mejor conocimiento de la contribucin de estos procesos a la evolucin del paisaje y de las variaciones que han podido experimentar como consecuencia de los cambios climticos ocurridos en el pasado, a distintas escalas temporales.

La determinacin de las posibles relaciones cronolgicas entre cambios climticos y desarrollo de los movimientos de ladera en el pasado puede resultar de gran ayuda para una mejor comprensin de la dimensin geomorfolgica de los cambios globales y ayudar a anticipar algunas de las consecuencias de los mismos. Tal y como seala Corominas et al. (1994a) no hay muchos datos que permitan correlacionar la actividad de los deslizamientos con la condiciones climticas pasadas. Adems, parece claro que para el Holoceno, la actividad de los movimientos de ladera no est debida exclusivamente a la retirada de los glaciares. Algunos deslizamientos superficiales pueden estar directamente relacionados con eventos de lluvias, mientras que la mayora de los deslizamientos profundos no. El papel de la deforestacin en el incremento de la actividad histrica 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 distribucin de deslizamientos. Estas ltimas dependen, a su vez, de la distribucin 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 adems es necesario conocer el papel de estos factores en la evolucin del relieve.

Los primeros estudios efectuados sobre ocurrencia temporal de movimientos de ladera en Europa mostraban una estrecha correlacin entre movimientos de ladera y clima. Sin embargo, los trabajos realizados en la dcada de los 90 sobre este mbito (Brunsden e Ibsen, 1994, Gonzlez, 1995, Gonzlez et al., 1996, 1999, Berrisford y Mattheus, 1997), sealan que no todos los movimientos antiguos se han producido por factores climticos, de ah la importancia de identificar la huella geomorfolgica de los movimientos para conocer la importancia del clima en su gnesis.

Los modelos existentes muestran:

En los Alpes Suizos (Schoeneich, 1991), dataciones de varios eventos catastrficos agrupados entre 0-500 A.D., que pueden haber correspondido con incrementos de la precipitacin.

En el Este de Europa (Starkel, 1966), se identificaron tres grandes periodos de actividad, que coinciden con situaciones climticas favorables a la actividad de deslizamientos por lo que seal que los movimientos en el Holoceno tienen un control climtico y no aleatorio. El primero de los periodos ocurri durante el younger Drias (entre 11.000 y 9.000 a. B.P.) cuando se fundi en permafrost; otro periodo hmedo y clido durante el Atlntico (7.000-5.000 a. B.P.) y otro similar durante el SubAtlntico (1.500-500 a. B.P.).

En escandinavia (Grove, 1972). El efecto de la pequea edad del hielo se ha considerado tambin causante de deslizamientos. Este efecto se ha observado en el aumento en la densidad de cadas de roca y deslizamientos de esa poca. 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 Montaas Rocosas ha mostrado cmo la actividad de cadas de rocas es un 50% menor que la media de la tasa de actividad postglacial (Wieczorek y Jger, 1996).

En el Pirineo Oriental, se ha analizado la actividad durante el ltimo centenar de aos. Desde 1959 la actividad se ha incrementado notablemente, mientras que desde los aos 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. sta puede estar ligada a un mayor incremento de la precipitacin 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 precipitacin efectiva desde 1868 (Bromhead et al., 1998). La evolucin de la precipitacin efectiva muestra una disminucin hacia principios de 1900 y una recuperacin hacia 1935 con una mxima en la mitad de los 60. Esta mnima no ha sido igual en todas las zonas de Europa, aunque el aumento de las precipitaciones en los ltimos decenios si ha sido registrado ampliamente registrado.

En la Cordillera Cantbrica, los trabajos de Gonzlez Dez (1995) y Gonzlez et al., (1996, 1999) han aportado algo ms de luz al problema de la relaciones existentes entre ocurrencia temporal y factores climticos en Europa. Estos autores llevaron a cabo una caracterizacin espacial y temporal de los movimientos de ladera existentes en la cuenca de los ros Magdalena-Pas. Dicha cuenca supone un transepto Norte-Sur de la Cordillera Cantabria, lo que permite establecer correlaciones entre la distribucin espacial y ocurrencia temporal de los procesos de ladera y los rasgos geomorfolgicos debidos a procesos glaciares, fluviales o costeros, presentes en dicha cuenca. En este trabajo se caracterizaron un nmero importante de movimientos de ladera y se llev a cabo una datacin de los mismos mediante diferentes procedimientos (Carbono 14, Uranio-Torio, dataciones arqueolgicas, extraccin de datos de archivos, anlisis de fotos areas correspondientes a vuelos cronolgicamente consecutivos, correlaciones cronoestratigrficas y morfometra, grado de persistencia de una forma en el paisaje). Tomando en cuanta el grado de preservacin de un rasgo en el paisaje se definieron 5 grupos: Grupo A, argayos recientes; Grupo B, argayos jvenes; Grupo C, argayos madurosy Grupo D, argayos viejos. Paralelamente a las dataciones, se tuvo en cuenta la evolucin geomorfolgica de los procesos glaciares, fluviales y costeros as como la tectnica de la zona. Tambin se tuvieron en cuenta las evidencias existentes de numerosas manifestaciones de la evolucin tectnica de la zona que se plasman en el desarrollo de la red de los cursos fluviales y drenaje relacionada, la distribucin espacial de determinados tipos de procesos de ladera, el basculamiento de terrazas fluviales y el prisma aluvial de los ros Magdalena, Pas y Besaya, la distribucin de epicentros de terremotos y las anomalas de Radn 222 y Radio 226 en manantiales ligados a ciertas fracturas que atraviesan la cuenca. Adems, existe un modelo climtico para dicha zona, correspondiente a los ltimos 15.000 aos (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 cronolgicos: Las nuevas categoras cronolgicas as 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 inundacin alta. Corresponden a movimientos del Grupo A antes definido. 3: argayos histricos, pertenecientes al Grupo B. En algunos casos aparecen

apoyados sobre las terrazas 3 y/ 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/ 3 y estn cortados por la terraza 2. 5: argayos correspondientes al Grupo C. Algunos aparecen sobre la terraza 4 y estn 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 relacin con las terrazas, cubren a los niveles 6 y/ 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 categora 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 estn cortados por la terraza 6.

De los 10 grupos identificados, el 10, 9 y 8 estn relacionados con basculamientos de la cuenca o liberaciones de carga producidas por la fusin de los hielos generados en el ltimo pulso glaciar. El resto de los grupos cronolgicos datados, a excepcin de parte de la poblacin del grupo cinco, que parece estar ligada a factores desencadenantes de tipo ssmico, estn genticamente conectados a cambios climticos.

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, vara de una regin a otra. As, en California, el rango de los periodos de recurrencia oscila entre 5 y 50 aos, si hay una humedad antecedente adecuada del suelo (Brown III, 1988); en los Alpes el rango oscila entre 4 y 45 aos (Van Steijn, 1996); en Noruega se han encontrados periodos de recurrencia de 50 a 150 aos (Sandersen et al., 1996). En los Pirineos Orientales 30-40 aos (Corominas, 2000); en la Cordillera Cantbrica se ha identificado un ciclo corto cada 11 aos; en Hong-Kong ocurren 3 veces por ao (Brand, 1985). Obviamente, en muchos otros ejemplos los periodos de recurrencia son superiores.

3.7. Los movimientos de ladera como indicadores climticos. El problema derivado del establecimiento de relaciones causa-efecto. No resulta fcil establecer relaciones causa-efecto entre ocurrencia de deslizamientos y variacin en las condiciones climticas. As, por ejemplo, no hay una correlacin directa en Europa entre la retirada de los hielos glaciares, que cubran la mayora de las cimas montaosas durante el ltimo pico glaciar del DRIAS III ( 18.000 a. B.P.), y la aparicin 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 despus de la retirada de los hielos glaciares, por el socavamiento basal de las laderas de los valles glaciares debido a la accin fluvial, sino que pueden tener un retardo de hasta miles de aos (Schoeneich, 1991). En la Cordillera Cantbrica los movimientos de ladera post Dryas III se han datado en torno a los 7.300 aos con errores entorno a varias decenas de aos. El retraso en el desencadenamiento de estos procesos se explica a travs del tiempo que tard en fundirse, el profundo permafrost que se haba generado con la glaciacin y del tiempo necesario para producirse una ruptura en la ladera por descompresin (Corominas et al., 1999). La fusin del permafrost ha sido considerada como la mayor causa de produccin de deslizamientos a comienzos y durante Holoceno (Jackson et al., 1989, Alexandrowicz, 1997) sobre todo de debris flows.

Otro tipo de imprecisin proviene del tipo de tcnica de datacin empleada. A excepcin de las tcnicas de seguimiento continuo, el resto de las tcnicas no miden el momento de inicio de la actividad del proceso sino un momento de estabilidad o finalizacin del mismo, por lo que suele haber desfases entre uno y otro evento que pueden abarcar decenios.

Por otra parte, cabe sealar que la aparicin o desaparicin de glaciares en las laderas supone el desarrollo de cambios en las mismas de gran amplitud temporal. stos se manifiestan, a escala de cuenca, como deformaciones y basculamientos, que a su vez, originan procesos de ladera de gran envergadura. Los basculamientos producen adems modificaciones de los niveles de base que suelen ir de la mano de modificaciones de las cargas de carcter litosttico, y que, a su vez, se pueden ver impulsadas por movimientos epirognicos o tectnicos. De este modo, las laderas de los valles se someten a un nuevo estado de esfuerzos, que conduce a favorecer la gnesis de movimientos de ladera sobre las mismas. En la Cordillera Cantbrica se han identificado basculamientos de la cuenca que se reflejan a travs del control tectnico de la red de drenaje, del basculamiento de terrazas fluviales y superficies antiguas de erosin, del engrosamiento prisma aluvial y de la aparicin de movimientos gravitacionales profundos adyacentes a las fracturas que actan como eje de basculamiento. ste basculamiento se ha atribuido a la liberacin cargas por fusin de los glaciares instalados en la cordillera en los ltimos picos glaciares (Gonzlez, 1995).

Despus de una intensa etapa glaciar, la deglaciacin ulterior, produce la aparicin de fenmenos de decompresin sobre las laderas de los valles, debido a la desaparicin de la masa de hielo que estaba situada sobre las mismas. La descompresin origina sobre las laderas fracturas circulares muy profundas, que desencadenan movimientos rotacionales que desmantelan la morfologa glaciar previa (Selby, 1982). En dichas circunstancias, aumentos del nivel fretico llevan parejos incrementos de la inestabilidad de las laderas. En la Cordillera Cantbrica, (Gonzlez, 1995) se ha identificado un grupo temporal de movimientos de ladera de ms de 47.000 aos B.P., (movimientos de grandes dimensiones, con plano de ruptura rotacional que desmantelan la terraza ms antigua datada de ms de 120.000 aos y que estn aterrazados por el nivel de terraza de ms de 47.000 aos B.P.) generado por condiciones similares a las aludidas. En otro grupo temporal, constituido por grandes flujos de derrubios que presentan un contexto geomorfolgico similar al anterior, pero que adems se encuentran modelados por formas glaciares atribuidas al pico glaciar en torno a 45.000-50.000 B.P., su gnesis se ha atribuido a incisiones del canal fluvial, debidas a reajustes del nivel de base con posteridad a los mximos glaciares del 50.000 B.P. y 30.000 B.P.

Hay que tener en cuenta que no todos los ciclos hmedos producen reactivaciones, as, por ejemplo, en estudios realizados en el pirineo, durante los 80-100 ltimos aos, mediante tcnicas dendrocronolgicas, se ve que los episodios de reactivacin ocurren cada 3 o 4 aos 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 sealado 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 aparicin ha aumentado.

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