TIPOS DE ROTURA EN LADERAS Y TALUDES por Jordi Corominas Doctor en Ciencias Geológicas. Catedrático de Ingeniería Geológica en la E.T.S. de Ingenieros de Caminos, Canales y Puertos de Barcelona. Universidad Politécnica de Cataluña

INTRODUCCIÓN Cuando se estudia un fenómeno complejo, como las roturas de ladera, es necesario identificar y caracterizar los distintos tipos de comportamiento y clasificarlos adecuadamente. El interés en clasificar no responde a una curiosidad académica. La selección apropiada de las medidas de contención y estabilización de los taludes y laderas depende en gran medida del conocimiento preciso del tipo de mecanismo actuante, su velocidad y dimensiones. Una incorrecta apreciación del mecanismo de rotura, puede tener como consecuencia que las soluciones adoptadas para estabilizarla sean ineficaces y a veces, contraproducentes. En la literatura científica y técnica existen numerosas clasificaciones de los movimientos de ladera. La primera clasificación de amplia aceptación fue la de Sharpe (1938). Con posterioridad aparecieron las de Varnes (1958, 1978), Nemcok et al. (1972), Hutchinson (1988), Sassa (1989) y más recientemente, las de Dikau et al. (1996) y Cruden y Varnes (1996). En España, la primera clasificación completa fue la propuesta por García Yagüe (1966). Posteriormente, Corominas y Alonso (1984) presentaron una versión simplificada de la de Varnes (1978), seguida poco tiempo después por las de Ayala et al. (1987), Ferrer (1988), García Yagüe y García Álvarez (1988) y Corominas (1989). La clasificación que vamos a comentar aquí está basada en las dos más aceptadas por la comunidad internacional: la de Varnes (1978), completada posteriormente por Cruden y Varnes (1996) y la de Hutchinson (1988). La única novedad respecto a las clasificaciones citadas es que hemos incorporado un grupo de movimientos que denominamos deformaciones sin rotura o previas a la rotura, por su relevancia en el

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momento de plantear las medidas de contención y/o correción. La terminología que utilizaremos está basada en la propuesta por Corominas y García-Yagüe (1997) MECANISMOS DE ROTURA VERSUS MECANISMOS DE PROPAGACIÓN La mayoría de clasificaciones de movimientos de ladera declaran basarse en los mecanismos de inestabilidad. Sin embargo, la tipología del movimiento suele establecerse una vez que la rotura ha tenido lugar, es decir, basándose en su cinemática. En este sentido hay que indicar que los mecanismos y condiciones que dan lugar a la rotura de una ladera no se corresponden, en general, con los que gobiernan la propagación de la masa desgajada, siendo éstos los que determinan la denominación del movimiento. Así por ejemplo, muchos movimientos de flujo tienen su inicio en mecanismos de cizalla (deslizamientos). Esta distinción no es menor puesto que tiene implicaciones claras en el control y corrección de los movimientos. A efectos operativos podemos distinguir dos fases principales en los movimientos de ladera: (a) la fase de previa a la rotura, que ser de larga duración. En ella se producen pequeñas deformaciones, a menudo imperceptibles pero que pueden ser de orden métrico en los grandes deslizamientos. La superficie de separación entre la masa en movimiento y el terreno no ha llegado a desarrollarse por completo (b) la fase de rotura, por lo general caracterizada por la formación de una superficie o zona de cizalla continua en el terreno con movimientos desde muy lentos a extremadamente rápidos, hasta que se produce el reajuste de la masa deslizada y el movimiento se para. En algunas ocasiones se dan fases de reactivación (Leroueil et al. 1996), en las que el movimiento se reproduce aprovechando las superficies de rotura generadas previamente. Las reactivaciones pueden ser episódicas o continuas con variaciones estacionales de la velocidad de deformación. Cada una de estas fases implica fenómenos mecánicos y leyes de comportamiento diferentes. La determinación de hasta que punto se ha producido la rotura en una ladera tropieza con importantes dificultades por la falta de acceso al plano de rotura. En ocasiones, deformaciones de apenas unos centímetros en grietas de tracción que separan un bloque rocoso de un acantilado, son suficientes para iniciar la caída. Sin embargo, en grandes deslizamientos, deformaciones de varios metros pueden ser insuficientes para generar una superficie de corte que afecte al conjunto de la masa inestable (rotura progresiva). Las actuaciones frente a los deslizamientos antes y después de la rotura son netamente distintas. En la fase previa habrá que estimar la potencialidad de la inestabilidad dentro de su contexto geológico con vistas a determinar las medidas de protección y/o contención de la ladera. En el caso de rotura manifiesta, hay que adoptar medidas diversas que van desde la evacuación inmediata si ésta es necesaria y viable, hasta trabajos de contención y reacondicionamiento. Las técnicas y procedimientos que habrá que poner en obra serán específicos para cada una de las fases y requerirán aproximaciones diferenciadas.

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Las condiciones de estabilidad en la fase previa a la rotura se evalúan teniendo presente la geometría inicial de la ladera, la resistencia de pico de los materiales involucrados, las condiciones de agua subterránea y el efecto de eventuales fuerzas externas (sismos, sobrecargas, etc). Los mecanismos básicos de primeras roturas en laderas pueden resumirse en los siguientes: cizalla, tracción, pandeo, vuelco, fluencia y colapso estructural. El análisis una vez tiene lugar la rotura y el reajuste del terreno movido es un análisis cinemático en el que deben tenerse en cuenta las características del recorrido, la reducción de las propiedades resistentes de la masa deslizada (condiciones de resistencia residual), la presencia de agua y de obstáculos. Las reactivaciones de movimientos pueden mostrar cambios en relación con la fase de rotura. En efecto, después de periodos prolongados de inactividad las propiedades de los materiales deslizados pueden haber cambiado por efecto de la consolidación, drenaje o alteración, entre otros mecanismos. TIPOS DE MATERIALES En todas las clasificaciones existentes sin excepción, la naturaleza de los materiales involucrados es uno de los parámetros utilizados. Tanto Varnes (1978) como Hutchinson (1988) distinguen entre substrato rocoso o roca (bedrock), derrubios (debris) y tierra (earth). Mientras que el concepto de substrato rocoso no ofrece dudas, la distinción entre derrubios y tierra no es evidente, especialmente cuando consideramos los movimientos de flujo. Ambos son suelos desde el punto de vista ingenieril. Los derrubios consisten en un suelo de composición granulométrica gruesa, es decir, formado mayoritariamente por gravas y bloques mientras que la tierra tiene un contenido importante de finos, es decir, arenas, limos y arcillas. En otras palabras, se trata de la distinción entre materiales cohesivos (tierra) y no cohesivos (derrubios). Cruden y Varnes (1996) consideran derrubio a un suelo que contiene una proporción significativa, entre el 20 y el 80% de partículas de diámetro mayor a 2 mm mientras que tierra contiene el 80% o más de partículas de diámetro menor a 2 mm (límite superior del tamaño arena). En este último caso, cuando el contenido de limo y arcilla es el mayoritario de la fracción fina, se considera barro. MECANISMOS PRINCIPALES EN LOS MOVIMIENTOS DE LADERA Las clasificaciones de movimientos de ladera más aceptadas se basan en las características cinemáticas de los movimientos, es decir, en los mecanismos de propagación. Para identificar del mecanismo actuante es necesario acudir a detalladas observaciones geomorfológicas, geométricas y al análisis de los desplazamientos en superficie y en profundidad. Raras veces se dispone de toda esta información y la identificación del mecanismo se realiza casi exclusivamente a partir de la forma de la masa movida. Ésta, no siempre permitirá una adecuada diagnosis por cuanto que mecanismos distintos pueden generar formas parecidas.

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Todas las clasificaciones coinciden en la existencia de, al menos, cinco mecanismos principales que son: caídas, vuelcos, deslizamientos, expansiones laterales y flujos. En la presente clasificación se han añadido dos grupos más, uno de movimientos complejos y otro de deformaciones sin rotura manifiesta o previas a la rotura que incluye algunos de los movimientos conocidos clásicamente. Los nombres utilizados para cada uno de los movimientos se acompañan del correspondiente equivalente en lengua inglesa. Desprendimientos o caídas (falls) El desprendimiento se origina por el despegue de una masa de suelo o roca de una pared empinada o acantilado. El movimiento tiene lugar mediante caída libre y posterior rebote o rodadura. Es frecuente que al impactar contra la superficie del terreno, la masa caída se rompa en multitud de fragmentos. El movimiento es muy rápido. La rotura suele producirse por deslizamiento o vuelco de pequeña envergadura, proporcionando a la masa despegada una velocidad inicial. La propagación de los desprendimientos en laderas con pendientes superiores a los 76º se produce preferentemente por caída libre, por debajo de este ángulo los impactos contra el terreno son frecuentes mientras que en laderas de menos de 45º la propagación se realiza por rodadura y, eventualmente, por deslizamiento. Las caídas con una trayectoria básicamente vertical de abrigos desarrollados en acantilados por la socavación efectuada por un río, el oleaje o la meteorización y disgregación de las rocas a su pie son consideradas colapsos (García Yagüe y García Álvarez, 1988). El material caído, una vez desparramado por la ladera, no suele experimentar nuevos movimientos. Cuando las caídas son frecuentes, los bloques se acumulan al pie de los escarpes rocosos formando canchales que ocasionalmente experimentan roturas y originan corrientes de derrubios (Van Steijn et al. 1988). El área fuente de desprendimientos es de difícil acceso. Por este motivo, aunque es posible la sujeción de los bloques en origen, el tratamiento suele consistir en la interposición de obstáculos en el recorrido (pantallas dinámicas, zanjas). En ocasiones, los desprendimientos rocosos son fenómenos precursores de roturas de ladera de grandes proporciones.

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Figura 1. Mecanismos de desprendimiento y colapso (Corominas y García Yagüe, 1997) Vuelcos (topples) Es la rotación hacia delante y hacia el exterior de la ladera, de una masa de suelo o roca alrededor de un eje situado por debajo de su centro de gravedad. La fuerza desestabilizadora es la gravedad así como el empuje ejercido por el terreno adyacente o los fluidos (agua o hielo) en las grietas. Dentro del mecanismo de vuelco pueden distinguirse dos procesos: •

Vuelco por flexión (flexural toppling) Tiene lugar en rocas con un sistema preferente de discontinuidades, formando vigas semicontinuas en voladizo (Goodman y Bray, 1976). Las columnas continuas cuando se doblan hacia delante, rompen por flexión. Este tipo de movimiento es característico en esquistos, filitas, pizarras y en secuencias rítmicas finamente estratificadas (facies flysch).

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Desplome La parte movida cae con un movimiento brusco de giro, al menos inicial, apoyado en su base externa. Estos movimientos se producen en bordes acantilados rocosos o de materiales areno-arcillosos compactados. Si la ladera es empinada, las roturas por vuelco pueden transformarse en caídas.

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Figura 2. Mecanismos de vuelco (Corominas y García Yagüe, 1997) En formaciones detríticas (terrazas aluviales) y en rocas blandas (arcillitas y limolitas) los desplomes suelen darse en taludes empinados que han sufrido excavaciones rápidas (por ejemplo, en las márgenes cóncavas de los meandros) a favor de grietas de tracción que se desarrollan paralelamente al acantilado. La generación de un mecanismo de vuelco en macizos rocosos es poco frecuente en la naturaleza. Su desarrollo esta asociado sobretodo a excavaciones artificiales y en este caso, su ocurrencia suele indicar la presencia sistemática de discontinuidades adversamente orientadas que requieren su estabilización mediante bulonado o anclaje. La progresión del vuelco hacia la parte alta de la ladera podría conducir a la rotura generalizada de la misma. El desarrollo de un vuelco a gran escala en la ladera puede comportar cambios significativos en la permeabilidad del macizo rocoso tanto en el espacio como en el tiempo. La abertura de grietas puede facilitar el drenaje del macizo y ayudar a la autoestabilización (Giraud et al. 1990). Deslizamientos (slides) Es un desplazamiento ladera abajo de una masa de suelo o roca, que tiene lugar predominantemente sobre una o más superficies de rotura, o zonas relativamente delgadas con intensa deformación de cizalla. Elementos característicos de este tipo de movimiento son la presencia de superficies de rotura definidas y la preservación a grandes rasgos de la forma de la masa desplazada.

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La distinción entre deslizamientos rotacionales y translacionales es importante en lo que se refiere a los análisis de estabilidad y el diseño de medidas de control y estabilización. Este tipo de movimientos es el que dispone de métodos de análisis y modelización más desarrollados.

Figura 3. Tipos de deslizamiento (Corominas y García Yagüe, 1997) •

Deslizamientos rotacionales (rotational slides, slumps)

La rotura se produce a lo largo de una superficie curvilínea y cóncava. El terreno experimenta una giro según un eje situado por encima del centro de gravedad de la masa deslizada. El material de cabecera efectúa una inclinación contra ladera, generando depresiones donde se acumula el agua e induce nuevas reactivaciones. Este tipo de mecanismo es característico de suelos cohesivos homogéneos y de macizos rocosos intensamente fracturados. En materiales arcillosos, especialmente si hay presencia de agua, el pie puede evolucionar hacia un deslizamiento de tierras o colada de tierras.

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Los deslizamientos rotacionales, una vez producidos, son susceptibles de reactivación. El movimiento tiende a estabilizarse por disminución del momento de giro y aumento del momento estabilizador, no obstante, cualquier cambio en las condiciones piezométricas o la remoción del pie pueden dar lugar a una nueva inestabilidad. Un diagnostico equivocado de la geometría puede llevar a la adopción de medidas de estabilización ineficaces e incluso contraproducentes. •

Deslizamientos traslacionales (translational slides)

Tiene lugar a lo largo de una superficie de rotura plana o ondulada. La masa deslizada puede proseguir por la ladera. Los componentes de la masa desplazada se mueven a la misma velocidad y siguen trayectorias paralelas. A medida que un deslizamiento traslacional progresa puede romperse, en particular si aumenta la velocidad. Entonces, la masa disgregada deviene un flujo. Deslizamientos traslacionales de bloques de suelo o roca sin apenas trocearse, sobre superficies únicas en macizos rocosos se han denominado resbalamientos (García Yagüe, 1966) o deslizamientos planos (Hoek y Bray, 1981). Cuando la superficie de rotura está formada por dos planos que obligan a la masa rocosa contenida a desplazarse según la línea de intersección, se forma un deslizamiento en cuña. Las roturas de cuñas no suelen alcanzar grandes dimensiones debido a que la intersección de planos de gran penetración en el macizo rocoso es infrecuente. Deslizamientos en los que la masa desplazada se trocea en su movimiento descendente y resulta una acumulación caótica de bloques al pie de la ladera, se denominan corrimientos (García Yagüe, 1966). Cuando la rotura por cizalla tiene lugar en suelos no cohesivos constituidos por partículas gruesas, se denominan deslizamientos de derrubios (debris slides). Mientras que la rotación tiende a restablecer el equilibrio en la masa desplazada, el deslizamiento traslacional puede mantenerse indefinidamente si la superficie de rotura es lo suficientemente inclinada y continua. Expansiones laterales (lateral spreads) Varnes (1978), distinguió dos tipos de extensiones laterales: (1) la fracturación y extensión de material compacto (tanto suelo como roca), debido a la licuefacción del material subyacente. Es característico de sedimentos arcillosos (arcillas sensibles) depositados en mares poco profundos y lagos localizados alrededor de los antiguos casquetes de hielo en Noruega, Canadá y Alaska. El inicio por un deslizamiento rotacional o una sacudida sísmica remoldea la arcilla de forma casi instantánea convirtiéndola en un líquido denso arrastrando bloques de material superpuesto. El movimiento progresa retrogresivamente con gran rapidez. Hutchinson (1988) considera a esta modalidad como una variante de los deslizamientos traslacionales,

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(2) Los movimientos afectan al conjunto de formación sin que se identifiquen zonas basales de cizalla o flujo plástico, o por lo menos, sin que estén bien definidas. Suelen afectar a litologías blandas y deformables que se encuentran por debajo de niveles potentes de materiales resistentes y densos. Ocurre a veces cuando una capa de arcillitas húmedas y reblandecidas, extruye lateralmente por el peso de las capas superiores. El desplazamiento lateral provoca la fracturación de las capas de recubrimiento separándose en grandes bloques por entre los cuales es capaz de penetrar la arcilla. El movimiento suele ser extremadamente lento.

Figura 4. Expansiones laterales. Arriba: por fluencia y extrusión del material subyacente. Abajo: por licuefacción (arcillas rápidas). Según Corominas y García Yagüe (1997) Flujos (flows) Son movimientos espacialmente continuos en los que las superficies de cizalla tienen corta vida, se encuentran muy próximas y generalmente no se conservan. La distribución de velocidades en la masa desplazada se parece a la que se presenta en un fluido viscoso. Por este motivo, la masa movida no conserva la forma en su movimiento descendente, adoptando a menudo, formas lobuladas cuando interesan a materiales cohesivos y desparramándose por la ladera o formando conos de deyección cuando afectan a materiales granulares. Existe una gradación desde los deslizamientos a los flujos dependiendo del contenido de agua, movilidad y evolución del movimiento. Un deslizamiento de derrubios puede convertirse en una corriente o avalancha de derrubios a medida que el material pierde cohesión, incorpora agua y discurre por pendientes más empinadas.

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Figura 5. Movimientos de flujo (Corominas y García Yagüe, 1997)

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Reptación (creep)

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La reptación es un movimiento extremadamente lento que es imperceptible excepto para largos períodos de tiempo (Sharpe, 1938). No muestra superficies de cizalla definidas. El término reptación se ha utilizado en diversos sentidos en estudios sobre la estabilidad de las laderas, como por ejemplo (Hutchinson, 1988; Selby, 1993): (1) desplazamiento estacional de partículas aisladas o delgadas capas de suelo por efecto de la gravedad con la ayuda de ciclos de hielo-deshielo o humectación-desecación. Al helarse el suelo se expande para contraerse durante la fase de deshielo generando el desplazamiento neto de las partículas según la pendiente de la ladera. Los movimientos disminuyen progresivamente con la profundidad; (2) desplazamiento muy lentos pero continuos a gran profundidad. Está relacionado con el concepto ingenieril de fluencia, que ocurre esencialmente a tensión constante por debajo de la resistencia límite del material involucrado. Zischinsky (1966) considera que la reptación por fluencia es un mecanismo importante en la deformación de laderas de alta montaña; (3) desplazamientos, inicialmente muy lentos, que se aceleran progresivamente y que preceden a la rotura de la ladera. Este tipo de reptación ha sido incluido dentro del grupo de deformaciones previas a la rotura. Unas formas atribuidas a los fenómenos de reptación son las terracillas que aparecen en las vertientes de alta montaña en ambientes periglaciares. La velocidad de desplazamiento del suelo es lo suficientemente lenta para que la vegetación de los prados alpinos resista y crezca al mismo tiempo que el avance de las partículas, dando lugar a guirnaldas herbáceas paralelas a las curvas de nivel (Corominas, 1989). •

Coladas de tierra (earthflows) Es la deformación plástica, lenta y no necesariamente muy húmeda, de tierra o rocas blandas (flysch, pizarras, filitas), en laderas de inclinación moderada. Cuando predominan los materiales cohesivos con un elevado contenido de limos y arcillas, se les denomina coladas de barro (mudflows) (Corominas y Alonso, 1984; Ayala et al. 1987). En este caso, adoptan una forma elongada, lobulada en el pie (lengua), formando un volumen positivo sobre la superficie original del terreno. El estiramiento del material y el correspondiente cambio de forma caracteriza el movimiento como un flujo. En numerosas ocasiones se ha observado que las coladas de tierra y de barro tienen su inicio al pie de deslizamientos. Algunos autores han observado que algunas formas de coladas de barro progresan principalmente por deslizamiento sobre superficies de cizalla con moderada deformación interna (Hutchinson, 1988), en este caso se denominan deslizamiento de tierras (earthslides, mudslides).

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Solifluxión (solifluction)

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Término utilizado a menudo para describir deformaciones de pequeñas dimensiones en suelos cohesivos y de poco espesor, que dan lugar a formas lobuladas. Contienen superficies de cizalla de poca extensión. La solifluxión abunda en ambientes periglaciares donde la fusión estacional del hielo en el terreno provoca el aumento de las presiones de agua en los poros, dando lugar al movimiento del material superficial, limitado en profundidad por la capa activa (Ferrer, 1988). Puede ser considerada como una colada de tierras de pequeñas dimensiones. •

Corriente de derrubios (debris flows) Son movimientos rápidos de material detrítico en el que predomina la fracción gruesa, es decir, arenas, gravas y bloques. El contenido de agua es elevado y la fracción sólida puede llegar a constituir el 80% en peso de la masa en movimiento. La corriente puede bajar tanto por laderas abiertas como canalizada por vaguadas u hondonadas del terreno dando lugar a morfologías diferentes. Debido a la baja de cohesión de sus componentes, se desparrama en la parte inferior de las laderas sin generar un depósito de forma específica, pero cuando se canaliza por barrancos suelen dar lugar a conos de deyección.

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Golpes de arena y limo (sand and silt flows) Movilización brusca de estos materiales, a veces en estado seco (García Yagüe y García Álvarez, 1988). Normalmente se producen por colapso estructural por efecto de una sacudida sísmica o al iniciarse la rotura del suelo por deslizamiento.

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Avalanchas, aludes (avalanches, sturzstroms) Movilización de grandes masas de tierra, fragmentos de rocas o derrubios a gran velocidad, en ocasiones, superiores a los 50 m/s. El término avalancha no implica necesariamente un mecanismo distinto al de los previamente definidos en otros flujos como las corrientes de derrubios. De todos modos su gran velocidad ha sugerido la existencia de otros mecanismos como el flujo granular turbulento, el desplazamiento sobre colchones de aire o la transferencia de momentos entre las partículas en movimiento. Igual que ocurre con los desprendimientos, el relieve es el que condiciona que la rotura de grandes volúmenes de roca o suelos derive hacia una avalancha o se mantenga como un deslizamiento o una corriente. En las avalanchas de derrubios, por el contenido de agua o por efecto de la pendiente, el conjunto puede licuefacer, al menos parcialmente, fluir y precipitarse hacia abajo, a menudo a través de una vaguada, alcanzando grandes distancias, a veces, decenas de kilómetros.

OTROS MOVIMIENTOS Deformaciones sin rotura manifiesta o previas a la rotura

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En ocasiones, las deformaciones de la ladera no dan lugar al despegue de la masa movida ni a la formación de superficies de rotura continuas en todo el conjunto. Se trata por tanto, de deformaciones de corta extensión aunque en los grandes movimientos pueden ser de algunos metros. Estas deformaciones pueden acelerarse hasta la rotura, reactivarse periódicamente o dejar de producirse. •

Reptación por fluencia (pre-failure creep). Desplazamientos, inicialmente muy lentos, que se aceleran progresivamente y que preceden a la rotura de la ladera. En términos físicos, estos desplazamientos son el reflejo indudable del desarrollo de una rotura progresiva. La medida de las deformaciones en el tiempo puede ser utilizada para predecir el instante de rotura y para establecer sistemas de alerta (Voight y Kennedy, 1979).

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Cabeceo (chevron toppling) Se desarrolla en la parte superficial de las laderas constituidas por formaciones rocosas intensamente fracturadas (esquistos, filitas, pizarras, flysch) presentando un marcado buzamiento hacia el interior del macizo. Los primeros metros superficiales suelen encontrarse descomprimidos y alterados, condición suficiente para que si se erosiona la parte inferior de la ladera el conjunto alterado tienda a girar hacia abajo (Corominas, 1989). El mecanismo implica además de la rotación de los niveles rocosos, el deslizamiento relativo a través de las discontinuidades preexistentes. La zona donde se produce el cambio de inclinación da lugar a la formación de una zona de debilidad que, a menudo, se convierte en una superficie potencial de deslizamiento. Para algunos autores, el cabeceo se trata simplemente de procesos de alteración química y física de los macizos rocosos.

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Combadura (cambering) y pandeo en valle (bulging) Las combaduras aparecen asociadas con el abombamiento de los fondos de valle. Es característico de valles excavados en estratos casi horizontales con un nivel rocoso fisurado por encima de arcillitas, limolitas o margas que, a su vez, reposan sobre un substrato más competente. Las principales características del movimiento es la combadura del nivel rocoso superior hacia el valle, dando lugar al ensanchamiento de las fisuras. El nivel arcilloso inferior muestra un marcado adelgazamiento hacia el valle y un plegamiento monoclinal intenso. Las partes superiores de estos pliegues suelen coincidir con el levantamiento o pandeo (bulging) del fondo del valle (Hutchinson, 1988). Este mecanismo, Cruden y Varnes (1996) lo consideran como una variante de las expansiones laterales.

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Figura 6. Deformaciones sin rotura de la ladera (Corominas y García Yagüe, 1997) •

Deformaciones gravitatorias profundas o hundimientos de ladera (deep seated gravitational slides, sags, sagging of mountain slopes) Las deformaciones a gran escala de las laderas con rotura y desplazamiento de crestas han sido reconocidas en muchas partes del mundo. Las evidencias sobre

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el terreno de las deformaciones profundas son la presencia de escarpes de fracturas antitéticas con una alineación a grandes rasgos paralela con las curvas de nivel de la ladera y el hundimiento de la zona de cresta. En la base de las laderas puede haber evidencias de abombamientos que causan el desplazamiento de cursos, daños en carreteras y otras deformaciones. No obstante, las evidencias de los abombamientos son menos claras que el hundimiento y desplazamiento de la cresta. Algunas condiciones geológicas bajo las que ocurre la expansión de crestas son (Selby 1993): (1) flexión profunda, plegamiento y flujo plástico en rocas; (2) abombamiento, extensión y fractura de crestas empinadas; (3) fluencia de rocas rígidas sobre rocas blandas sin flexión (buckling) Las deformaciones gravitatorias profundas son características en macizos rocosos, generalmente constituidos por rocas metamórficas, con marcada foliación o esquistosidad inclinada fuertemente y dispuesta paralelamente al frente de la ladera aunque también pueden ocurrir en macizos graníticos fracturados (Bordonau y Vilaplana, 1986) Es frecuente encontrar estas deformaciones en los valles pirenaicos y cantábricos que han sido profundamente excavados por los glaciares cuaternarios. •

Roturas confinadas (confined failures) Se trata de mecanismos de rotura progresiva que dan lugar a la deformación y agrietamiento de la ladera (normalmente las grietas aparecen en la zona de cabecera) sin que la superficie de cizalla se desarrolle completamente y produzca la rotura general del terreno afectado (Varnes, 1978; Hutchinson, 1988). Para este último autor, las roturas confinadas en macizos rocosos mostrarían características de las deformaciones o hundimientos gravitatorios profundos.

Movimientos complejos •

Flujos deslizantes (flow slides) Caracterizados por el colapso brusco y masivo, muy rápido a extremadamente rápido, de una masa de material granular o derrubios, a partir de un efecto perturbador. Un elemento esencial es que el material involucrado tiene una estructura metaestable, suelta y elevada porosidad. Este tipo de mecanismo se ha producido en escombreras de residuos mineros vertidos sin compactación ninguna. El material vertido colapsa como resultado de, por ejemplo, una sacudida sísmica o del inicio de su rotura por deslizamiento transfiriendo la carga del terreno a los fluidos de los poros (en general, agua) causando un aumento de la presión de poros. La consiguiente pérdida súbita de resistencia proporciona al material movido, una carácter semifluido que permite desarrollar al flujo deslizante (Hutchinson, 1988).

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COMENTARIOS FINALES En el caso de ser conocidos los mecanismos de rotura y de progresión de los movimientos de ladera, es interesante indicar cuales son en la terminología utilizada. Cuando los mecanismos no son coincidentes, Cruden y Varnes (1996) recomiendan utilizar términos compuestos. Así, una losa volada que rompe por tracción en su arranque, y cae sobre la ladera, sobre la que se desplaza lentamente se clasificaría como caída-deslizamiento. Un deslizamiento rotacional-colada de tierras, se refiere a un movimiento cuya rotura inicialmente responde a una rotación y que evoluciona por mecanismos de pérdida de resistencia hacia una colada de tierras. Cuando se desconoce la naturaleza precisa del mecanismo actuante en el movimiento, se recomienda utilizar términos genéricos como: desprendimientos, vuelcos, deslizamientos, expansiones, flujos o movimientos compuestos. Así, un flujo de rocas corresponderá a un movimiento con deformación interna y/o disgregación de materiales rocosos. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Ayala, F.J.; Andreu, F.J.; Fe, M.; Ferrer, M.; de Simón, A.; Fernández, I.; Olalla, C.; Gómez, J.; Sanpedro, J. y Cienfuegos, F.J. 1987. “Manual de Taludes”. Serie Geotecnia. IGME. Madrid. 456 pp. Bordonau, J y Vilaplana, J.M. 1986. “Géomorphologie et tectonique récente dans le Val d’Aran (zone axiale des Pyrénées Centrales, Espagne)” Rev. Géologie Dyn. Géog. Physique, 27: 303-310 Corominas, J. 1989. “Clasificación y reconocimiento de los movimientos de ladera”. En: J. Corominas (Ed.). Estabilidad de Taludes y Laderas Naturales. Monografía nº3. Sociedad Española de Geomorfología. Zaragoza. pp.1-30 Corominas, J. y Alonso, E. 1984. “Inestabilidad de laderas en el Pirineo Catalán. Tipología y causas”. Jornadas sobre Inestabilidad de Laderas en el Pirineo. Universidad Politécnica de Barcelona: C-1-C.53 Corominas, J. y García Yagüe, A. 1997. “Terminología de los movimientos de ladera”. IV Simposio Nacional sobre Taludes y Laderas Inestables. Granada. Vol. 3: 1051-1072 Cruden, D. M. y Varnes D.J. 1996. “Landslide types and processes”. In A. K. Turner y R.L. Schuster (Editores): Landslides. Investigation and mitigation. Transportation Research Board Special Report 247. National Academy Press. Washington D.C. pp. 36-75 Dikau, R.; Brunsden, D.; Schrott, L. y Ibsen, M-L. (Eds). 1996. “Landslide recognition: identification, movement and causes”. John Wiley and Sons. 251 pp. Ferrer, M. 1988. “Deslizamientos, desprendimientos, flujos y avalanchas”. En: Riesgos Geológicos. Serie Geología Ambiental. IGME. Madrid. pp. 175-192 García Yagüe, A. 1966. “Contribución para la clasificación de los movimientos del terreno”. Revista de Obras Públicas. Madrid. Diciembre 1966: 995-1003

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