Recibido: 1995-09-09

Javier CHUECA CÍA

Asunción JULIÁN ANDRÉS

Departamento de Geografía y Ordenación del Territorio

Universidad de Zaragoza

50009 ZARAGOZA

RESUMEN

En el presente trabajo exponemos los datos obtenidos tras tres años de monitorización de procesos de movimientos en masa lentos (crioreptación, geli-solifluxión y reptación) en seis estaciones experimentales ubicadas en ámbitos alpinos y subalpinos del Pirineo Central español, a alturas comprendidas entre los 1500-2200 m. A partir de la utilización combinada de diversas técnicas de control (tubos con clavos en "T"; tubos de Anderson) se han cuantificado las pautas de desplazamiento superficial, obteniéndose unos resultados que permiten inferir la similitud dinámica de estos espacios con zonas montañosas vecinas. Las ligeras variaciones en las características texturales y mecánicas de los depósitos implicados parecen no mostrar una incidencia clara en la movilización diferencial de los materiales. Por contra, el mayor o menor aporte hídrico estacional y sus modificaciones en altura repercuten significativamente, tanto en la dinámica temporal de los procesos examinados (acentuándose ésta tras los períodos equinocciales de lluvias intensas o en época de fusión), como en su magnitud. .

Palabras clave: Monitorización, Movimientos en masa lentos, Pirineo Central.

ABSTRACT

The present field study sets forth data obtained after three years monitorizing slow mass movement processes (frostcreep, geli-solifluction and creep) at six experimental stations located in alpine and subalpine environments of the Spanish Central Pyrenees, at heights ranging between 1500-2200 m. Through the combination of various control techniques (T -nail tubes; Anderson tubes) the surface displacement pattems have been quanti!ied, obtaining results !rom which the dynamic similarity o! these spaces with the neighbouring mountainous areas can be inferred. The slight variations in the textural and mechanical characteristics of the deposits involved do not seem to prove a clear incidence in the diflerential mobilization of the materials. On the contrary, the smaller or bigger seasonal hydric provision and its height modi!ications do signi!icantly aflect both the temporary dynamics o! the processes studied (being accentuated after the rainy equinoctial periods, or at melting time), and their magnitude.

Key words: Monitorizing, Slow mass movements, Central Pyrenees.

RÉSUMÉ

Dans cet étude nous exposons les données obtenues apres trois années de control des processus de mouvement en masse lentes (crioreptation, gélisolifluxion et reptation) dans s ix stations expérimentaux ubiquées entre 1500 et 2200 m sur le milieu alpine et subalpine du Pyrenée Central espagnol. A partir de la combinaison des diverses técniques de control (tuyaux avec cloux en "T"; tuyaux d'Anderson) les modeles de déplacement superficiel on été quantifiqués, en s'obtenant des résultats qui nous permettent déduire la similarité dynamique de ces lieux avec des zones montagneuses prochaines. .II semble: que les légeres variations dans les caracteristiques granulometriques et mécarniques des dépôts etudtés ne determinent pas en claire la mobillsation diflérentielle des matériaux. Au contraire, I'aporte hydrique saisonnier et sa modi!ication en altitude ont une tres importante répercution tant á la dynamique temporelle des processus examinés (laquelle augment apres les périodes équinoxiaux des intenses pluies o apres la fusion) qu'a sa magnitude.

Mots clé: Control, Mouvement en masse lentes, Pyrenée Central.

I. INTRODUCCION: EL ÁREA DE ESTUDIO

El área examinada en el presente trabajo se sitúa en el sector nororiental de la provincia de Huesca (Fig. 1 ), dentro del interfluvio conformado por los ríos Esera y Noguera Ribagorzana, en la vertiente meridional hispana de la Cadena pirenaica. Dentro de este espacio se conjugan unas variadas condiciones orográficas y climáticas que han contribuido al desarrollo de diversos ambientes ecológicos con procesos geomorfológicos y pautas dinámicas muy bien diferenciados. Así, climáticamente, el área de estudio posee unas características peculiares -temperaturas extremadas, abundancia de ciclos de hielo-deshielo, superávit hídrico generalizado, presencia estacional de un importante manto nivoso condicionadas por la existencia de un relieve abrupto y contrastado, propio de un entorno montañoso, generador de un notable gradiente vertical. Bioclimáticamente la zona incluye, en una cliserie altitudinal típica, desde el piso montano, representado por su horizonte inferior con ombroclima húmedo, hasta el piso alpino superior (subnival) hiperhúmedo, estratos a los que se hallan ligadas diferentes comunidades vegetales. Adoptando una concepción geomorfológica integradora -y definidas por combinación de criterios climáticos, de vegetación o morfodinámicos pueden identificarse en el sector cuatro unidades elementales: geocomplejo (nival)/subnival, geocomplejo alpino, geocomplejo subalpino y geocomplejo montano (CHUECA, 1992); el desarrollo alcanzado en las tres últimas por los procesos de movilización en masa lenta de los materiales es llamativo, llegando a abarcar una gran parte de su superficie total. Ofrecer los resultados de las tasas de movilidad registradas en estos ámbitos (alpino y subalpino) a lo largo de un período de control de tres años constituye, precisamente, el objetivo de este trabajo.

II. LOS MOVIMIENTOS EN MASA LENTOS

1. Localización

En el área de estudio las comunidades vegetales empradizadas adquieren una notable extensión espacial estando, en una buena parte de los casos, afectadas por la actuación de intensos -aunque paisajísticamente poco lIamativos procesos dinámicos relacionados con la existencia de los genéricamente denominados movimientos en masa lentos. Con este término se ha definido el desplazamiento pendiente abajo que sufren los materiales debido a la influencia básica de la gravedad (WASHBURN, 1979; LEWKOWICZ, 1988). El mecanismo, pese a no estar únicamente ligado a ambientes de alta montaña, adquiere su máxima expresión dentro de este entorno morfogenético, bajo la acción de fenómenos de hielo-deshielo y fusión nival. En nuestro caso, abordaremos su estudio limitándonos al análisis conjunto de los movimientos en masa lentos de tipo crioreptacional, geli-solifluidal y reptacional presentes en la zona, al ser conscientes de lo dificultoso de efectuar su examen de una forma individualizada, debido a la coexistencia y desarrollo simultáneo -cuando menos de forma ocasional de varios de ellos sobre un depósito dado.

Los movimientos en masa lentos se localizan en amplios trechos del área de trabajo. Su distribución altitudinal abarca desde los 880-900 m. en las proximidades del Arroyo de Villacarlí, a los 2300 m. en el Macizo del Turbón, o los 2600 en el Pico de

Vallibierna. La deforestación experimentada en la Alta Ribagorza aragonesa en época histórica (que hizo descender en unos 300-400 m la franja superior forestal), ligada a unas prácticas ancestral es de sobrepastoreo, ha debido -sin lugar a dudas influir en la potenciación del fenómeno y en la alteración de sus límites potenciales de actuaciÓn, tal y como se ha señalado en otras zonas pirenaicas próximas (SOUTADE, 1980; HbLLERMANN, 1985; GARCIA RUIZ, et al., 1990). Recientemente -en la aportación cronológica al conocimiento de las pautas de deforestación desarrolladas en el Pirineo occidental aragonés MONTSERRAT (1992) ha apuntado a la instauración de un régimen ganadero trashumante, posterior a la conquista de los reinos musulmanes de la Depresión del Ebro, con inicios en torno a los años 900-1000 B.P ., como período desencadenante más adecuado (Fig. 2).

Fig. 2. Lóbulos de solifluxión en la Depresión de Laspaules-Castarnés (Espés Bajo, 1340 m). [No disponible en la versión electrónica]

Los movimientos en masa lentos aparecen identificados sobre todo tipo de litologías -esquistos-pizarras, materiales calcáreos, margas, fiysch, etc.-, siempre y cuando los depósitos superficiales alcancen un espesor mínimo (cifrado en torno a los 0.3-0.5 m.) y reúnan unas condiciones mecánicas apropiadas (Fig. 3). Zonalmente, sin embargo, pueden observarse ciertas irregularidades en su distribución ligadas a la mayor o menor posibilidad de desarrollo del manto regolítico. En concreto, es sobre los materiales -extensamente afectados por procesos de movimientos en masa, tanto lentos como rápidos-del flysch de la Formación Vallcarga (Santoniense final Campaniense; MEY et al., 1968, VAN HOORN, 1970) y el Devónico esquisto-pizarroso de los tramos septentrionales (MEY, 1968 a, b; WENNEKERS, 1968) donde se hallan más ubicuamente representados (Fig. 4). Las litologías carbonatadas jurásico-cretácicas no generan en tan gran escala elementos finos, incidiendo en la construcción mayoritaria de otro tipo de depósitos [derrubios estratificados hoy día no-funcionales (CHUECA, 1990) -y derrubios de gravedad, básicamente] influidos de una forma más clara por procesos estrictos de gelifracción. La exposición es, por otro lado, factor fundamental, en cuanto colabora expresamente en la aparición y conservación de contrastes en los valores de humedad, siendo umbrías y hondonadas lugares especialmente favorables al surgimiento a gran escala de este tipo de procesos (la preferencia por microambientes adecuados y específicos ha sido también puesta de manifiesto para el ámbito supraforestal de las vecinas cuencas del Aragón y el Gállego por DEL BARRIOy PUIGDEFABREGAS, 1987).

2. Características texturales y mecánicas de los depósitos afectados por proce5OS de flujo lento

Los derrubios amorfos del área de trabajo afectados por procesos de flujo lento están constituidos por materiales angulosos escasamente clasificados de origen local, empastados en abundante matriz de carácter arcillo-limoso. Alcanzan potencias variables que pueden oscilar entre escasos centímetros (normal en muchos de los depÓsitos edificados sobre las calizas y dolomías mesozoicas de las Formaciones Prada y Baciero) y la decena de metros (en el fiysch de la Formación Vallcarga, en las cercanías del arroyo de Villacarlí), interdigitándose en ocasiones con depósitos de derrubios estratificados o gravitacionales, y conformando secuencias complejas de difícil interpretación.

Fig. 4. Terracitas. de Festuca gautieri (F. scoparia) en la vertiente meridional del Pico Gallinero (pendiente 30'-35°; 2650 m); materiales devónicos esquistopizarrosos. [No disponible en versión electrónica].

Para acometer su estudio procedimos a la excavación de seis perfiles de distinta profundidad ubicados en las proximidades de las estaciones de control con las que llevamos a cabo el seguimiento de los mecanismos de flujo lento (Cuadro I): Abella-1 , Abella-2, Turbón-1 , Turbón-2, Cabecera dellsábena y Cabecera del Baliera, afectando en todos los casos a formaciones superficiales. De estos seis perfiles se obtuvo una muestra alterada para realizar en laboratorio análisis de textura, plasticidad y porosidad, determinando además sistemáticamente las variaciones granulométricas en profundidad.

Cuadro II. Parámetros físicos de los suelos muestreados.

A. Textura

Tras la eliminación de la materia orgánica con H2O2 y de los carbonatos mediante CIH, separamos la fracción arenosa (de 2 a 0.05 mm) de la limo-arcillosa sirviéndonos de un tamizaje húmedo. A continuación, procedimos al análisis de los finos, para lo cual utilizamos el método del densímetro de Bouyoucos, fijando el límite entre limo y arcilla en 0.002 m m (según criterio USDA) (Cuadro II). En general puede afirmarse que, en prácticamente todas las ocasiones, se trata de depósitos con un elevado contenido en arcillas (Fig. 5) apreciándose, no obstante, pequeñas variaciones entre las estaciones de Abella-1 y 2, de textura franco-arcillosa; Turbón-1 y 2 y Cabecera del Isábena, arcillosa; o Cabecera del Baliera, arcillo-limosa. Respecto a la evolución de los perfiles en profundidad (Fig. 6) se observa cómo frente a un desarrollo regular, en el que los finos muestran una cierta tendencia a incrementarse en los tramos inferiores (Turbón-1), en tres de los casos (Abella-1 y 2 y Turbón-2) el análisis granulométrico sistemático no aporta variaciones significativas, e incluso en dos de las estaciones (Cabecera del Baliera y, especialmente, Cabecera del Isábena) la evolución normal se invierte, registrándose un ligero aumento de la textura arenosa en las cotas más bajas. Esta circunstancia, que ha sido igualmente constatada en otros tramos del Pirineo Central (PUIGDEFABREGAS y GARCIA RUIZ, 1983), se vincula a suelos sometidos a activos procesos de movimientos en masa que removilizan de forma constante el perfil.

B. Plasticidad y porosidad

La plasticidad de los suelos fue establecida a través del cálculo de los límites de Atterberg: Límite Líquido (L.L.), Límite Plástico (L.P.) y Límite de Contracción (L.C.). En nuestro caso, obtuvimos únicamente los valores de los dos primeros para cada una de las seis muestras consideradas -previamente tamizadas con la malla de 0.05 mmutilizando en la determinación del límite de liquidez la cuchara de Casagrande, y el método de formación manual de filamentos en la del límite de plasticidad. Los datos obtenidos nos permitieron, a su vez, calcular el Indice de Plasticidad (I.P. = L.L.-L.P.), indicativo del rango de humedad a través del cual los suelos con cohesión tienen propiedades de material plástico. Los resultados (Cuadro II) indican claramente que nos encontramos ante unos suelos plásticos en un grado que, si nos atenemos a los límites establecidos por Atterberg (considerando únicamente el Indice de Plasticidad), debe calificarse de medio para las estaciones de Abella-1 y 2 y de alto para el resto. No obstante, si ponemos el índice en relación con el límite líquido (Fig. 7), el grueso de las estaciones de muestreo queda englobado dentro del grupo de mediana plasticidad, reduciéndose el grado más elevado a la de Cabecera del Saliera. Los suelos se encuadran así en todos los casos en el subtipo CL (arcillas inorgánicas de baja a media plasticidad y susceptibilidad media-alta ante la helada) de la clasificación S.U.C.S., a excepción de las estaciones Cabecera Saliera, que lo hace en el subtipo CH (arcillas inorgánicas de alta plasticidad y susceptibilidad media ante la helada), y Abella-1 y Abella-2, enmarcadas en el subtipo OL (limos orgánicos y arcillas limosas orgánicas de baja plasticidad), con valores de I.P. de 17.5 (Turbón-1), 18.2 (Turbón-2), 23.4 (Cabecera Isábena), 29.3 (Cabecera Saliera), 16.3 (Abella-1) y 14.2 (Abella-2) (Cuadro II).

La cuantificación del peso volumétrico seco (Gs), midiendo el volumen de agua desalojada por cubos parafinados, nos permitió determinar el peso volumétrico saturado (Gsav y la porosidad (P) -por relación entre el volumen de vacíos y el volumen total de las muestras, así como obtener su humedad de saturación (H.S.; expresando en porcentaje la relación entre peso del agua/peso de sólidos) que, en términos de plasticidad, adquiere la forma: If = (H.S.-L.P.)/I.P. Sus resultados confirman la susceptibilidad ante los procesos de movimientos en masa lentos de los materiales en buena parte de las muestras analizadas, destacando particularmente en este sentido los valores de las estaciones Abella-1 y Abella-2, que alcanzaban las cifras de porosidad más elevadas (Cuadro II).

Fig. 8.[Dos dibujos] A. Tubos con clavos en "T'. A: Dimensiones y tipo de material usado comúnmente; B: El uso de tubos-guía permite retirar las T después de cada toma de datos; C: Conociendo la longitud total del tubo-guía, o T, insertado en el suelo (pt) y la diferencia entre dos lecturas angulares, puede deducirse el desplazamiento lineal registrado. B. Tubos de Anderson. A: Las líneas (a, b, c, d) y marcas (a1 , a2, b1, ...) calibradas, trazadas en el interior del tubo y en la varilla, permiten medir (ds) con precisión la posición del tubo respecto a la varilla; 8: La diferencia registrada en la distancia medida entre marcas pone de manifiesto el desplazamiento del tubo respecto a la varilla fija (en SALVADOR y SALA, 1988). [Imagen no disponible en la versión electrónica]

 

Fig. 9. [Fotografía] Solifluxión en manto y terrazas de solifluxión en la estación experimental de control de movimientos en masa lentos Turbón-2: cercanías de la Ermita de las Aras (1700-1800 m). [Imagen no disponible en la versión electrónica]

Desde un punto de vista térmico, las isotermas medias anuales oscilan entre los 10°C (16°C y 3.5°C para las medias extremas máximas y mínimas) a los 900 m de altura y los o°C (1.8°C y -5.7°C para las medias extremas máximas y mínimas) a los 2900 m, con un gradiente térmico vertical cercano a los -0.48°C1100 m (CHUECA, 1992); pluviométricamente, la cantidad de precipitaciones anual caída en el sector alcanza cifras elevadas, incrementándose en altura desde los 1000 m m a los 940 m, a los 2600 m m en torno a los 2900 m. Su variabilidad interanual es muy baja, con coeficientes de irregularidad entre 1.5 y 2.3, que demuestran lo constante de los valores pluviométricos. Estacionalmente, el reparto no es totalmente homogéneo, existiendo diferencias significativas ligadas al carácter transicional atlántico-mediterráneo del macroclima de la zona, y registrándose un máximo equinoccial principal en otoño y otro secundario en primavera, junto con una relativa sequía invernal y veraniega relacionada, en este último caso, con el incremento de los fenómenos tormentosos (CHUECA, 1992).

Fig. 10. [Fotografía] Lectura de movimientos en masa lentos: tubos de Anderson. [Imagen no disponible en la versión electrónica]

En las cuatro primeras parcelas experimentales se han llevado a cabo seis lecturas para cuantificar el grado de desplazamiento superficial de los depósitos (Fig. 10). Las lecturas se obtuvieron en los meses de mayo de 1990, octubre de 1990, junio de 1991, octubre de 1991, mayo de 1992 y octubre de 1992, abarcando un período total de tres años de observaciones. Los resultados aparecen gráficamente expresados en las Figuras 11 , 12, 13 y 14. En todos los casos los valores de desplazamiento alcanzan cantidades significativamente más altas [test de ji-cuadrado: nivel del 0.05 (Cabecera del Isábena); 0.02 (Turbón-1 ); 0.09 (Cabecera del Saliera); 0.002 (Turbón-2)] dentro del período octubre-mayo/junio (67.7% del desplazamiento total anual en la estación Cabecera del Isábena; 69.2% del desplazamiento total anual en la estación Turbón-1 ; 66.6% del desplazamiento total anual en la estación Cabecera del Saliera; 73.3% del desplazamiento total anual en la estación Turbón-2), claramente relacionables con la existencia estacional de, tanto suelos sobresaturados ligados al mayor aporte hídrico y de humedad generado por la actuación de procesos de fusión nival y por una elevada pluviosidad primaveral, como de mecanismos intensos de hielo-deshielo. En el período mayo-octubre (32.3% del desplazamiento total anual en la estación Cabecera del Isábena; 30.8% del desplazamiento total anual en la estación Turbón-1 ; 33.4% del desplazamiento total anual en la estación Cabecera del Saliera; 26.7% del desplazamiento total anual en la estación Turbón-2), coincidente con la fase veraniega relativamente más seca -aunque siempre dentro de unas cifras considerables, como ya hemos mencionado y de menor crudeza térmica, los valores decrecen de una forma notable.

De cara a confirmar la importancia de esta hipótesis, diseñamos un plan de registro de datos más exhaustivo, procediendo a la instalación de las estaciones experimentales de Abella-1 y Abella-2, donde llevamos realizando ininterrumpidamente lecturas

bimensuales de las pautas de actuación de los procesos de flujo lento desde Febrero de 1991. En las dos parcelas dispusimos el mismo tipo de instrumentación, limitando ésta a la instalación de 8 tubos con clavos en "T" -más dos estacas-clavija que lamentablemente, y por una deficiente instalación, no dieron el resultado apetecido que facilitan un control rápido y preciso de las tasas de desplazamiento (Fig. 15). Los resultados de movilización de algo más de un año y medio de observaciones, expuestos gráficamente de forma simultánea con los valores mensuales medios térmicos y de precipitaciones registrados en los vecinos observatorios meteorológicos de Cerler, Benasque, Senet y Bono durante el mismo período (Fig. 16), confirman la estrecha correlación -ya entrevista tras el examen de los datos semestrales de flujo lento existente entre los períodos de máximas precipitaciones y los desplazamientos máximos ( v. igualmente CRAIG, 1985; IVERSON y MAJOR, 1987; ó VAN GENUCHTEN, 1989).

Dentro de la estación Cabecera Isábena (2240-2260 m), el desplazamiento anual medio en superficie (tres años de lecturas) alcanza un valor de 3.1 cm año-1. Más específicamente, las mediciones respectivas con TCT y T A arrojan valores de 3.1 cm año-1 (desplazamiento máximo 4.4 cm; desplazamiento mínimo 2.1 cm) y 3.6 cm año-1. En la estación Turbón-1 (2040-2060 m), el desplazamiento anual medio es de 2.6 cm

Fig. 15.[Fotografía] Lectura de movimientos en masa lentos (reptación): tubos con clavos en "T". [No disponible en versión electrónica]

Fig. 16. Relación entre valores de temperaturas (línea continua), precipitaciones (línea discontinua) y movilización de depósitos por reptación en las estaciones experimentales de Abella-1 y Abella-2.

año-1 [2.5 cm año-1 (desplazamiento máximo 3.5 cm; desplazamiento mínimo 1.5 cm) y 3.0 cm año-1]. En la estación Cabecera Baliera (1900-1910 m), el desplazamiento anual medio es de 2.1 cm año-1, con valores respectivos según instrumentos de 2.0 cm año-1 (desplazamiento máximo 4.3 cm; desplazamiento mínimo 0.8 cm) y 2.8 cm .añO-1. En la estación Turbón-2 (1720-1740 m), el desplazamiento anual medio es de 1.5 cm año-1 [1.3 cm año-1 (desplazamiento máximo 4.4 cm; desplazamiento mínimo 0.3 cm) y 2.7 cm año-1]. En la estación Abella-1 (1480-1500 m), el desplazamiento anual medio (durante el primer año de lecturas) es de 1.0 cm año-1 (desplazamiento máximo interbimensual 0.4 cm; desplazamiento mínimo interbimensual 0.0 cm). Por último, en Abella-2 (1480-1500 .m), el desplazamiento anual medio es de 1.1 cm año-1 (desplazamiento máximo Interbimensual 0.4 cm; desplazamiento mínimo interbimensual 0.0 cm). Estos valores están en consonancia con los ofrecidos -dentro del ámbito pirenaico meridional por CREUS y GARCIA RUIZ (1977) ó CHUECA (1990), aunque quizá las diferencias en los tiempos de lectura utilizados (reducidos en ambos casos) puedan influir en la falta de una mejor correlación. Por otro lado, coinciden en buena medida con los aportados en la literatura internacional para diversos ámbitos alpinos y subalpinos ( vid. resúmenes en FRENCH, 1976; WASHBURN, 1967, 1979; ó HARRIS, 1981, 1987; y en los trabajos más puntuales de GAMPER, 1983, 1987; KAISER, 1987; KOTARBA, 1987; COUTARD etal., 1988; SMITH, 1988; ó JUNGERIUS et al., 1989).

C. Valoración e interpretación de los resultados obtenidos

En general, ya la vista de los datos que acabamos de aportar, puede afirmarse que la mayor respuesta al movimiento en superficie en las diferentes estaciones de control viene proporcionada mayoritariamente por uno de los tipos de instrumentación utilizados; concretamente por los tubos de Anderson, cuyas lecturas quedan siempre situadas por encima de los valores de desplazamiento medios registrados. Por contra, los tubos con clavos en "T" muestran unos valores inferiores, reflejo quizá de un retardo en la adaptación al movimiento del depósito o de una menor precisión al reflejar su dinámica. En cualquier caso, las diferencias consignadas entre las lecturas de los distintos aparatos no superan en ningún momento límites estadísticamente aceptables, y su valor complementario es globalmente muy valioso e indicador de márgenes de desplazamiento más reales que los proporcionados a través de la utilización de instrumentos del mismo tipo.

En los valores de desplazamiento en superficie obtenidos es constatable asímismo la existencia de dos hechos significativos. Por un lado, el desarrollo de una correlación con grados de asociación muy elevados -confirmados estadísticamente (niveles de significación del 0.0001; Test F de Snedecor)entre la altitud a la que se ubican los mecanismos de flujo lento y su intensidad (aparente del mismo modo para los valores anuales medios y para los interanuales), y entre esta última y la cantidad global de precipitaciones registrada anualmente en las distintas estaciones de control (Fig. 17 a, b). Por contra, la escasa influencia que las variaciones en las propiedades mecánicas de los materiales analizados tienen en el mayor o menor grado de movilización de los depósitos queda igualmente de manifiesto (aun partiendo en todos los casos de una cierta tendencia, entre media y elevada, hacia el comportamiento plástico): así, la relación entre los valores del Indice de Plasticidad y el porcentaje de Porosidad de las muestras y la intensidad del desplazamiento cuantificado no es, en ningún caso, significativa (niveles de significación del 0.30 y 0.37, respectivamente; Test F de Snedecor) (Fig. 17 c, d). La variación del grado de pendiente en las distintas vertientes tampoco parece influir en tasas de movilización diferenciadas (nivel de significación del 0.54; Test F de Snedecor), siendo en todos los casos lo suficientemente elevado como para favorecer la iniciación y el mantenimiento del fenómeno (Fig. 17 e).

Cabe por tanto apuntar, como factor explicativo básico de la constatada diferenciación estacional y espacial de los desplazamientos (y suponiendo siempre la relativa homogeneidad de los carácteres geomecánicos), en el desigual reparto anual del aporte líquido y en el incremento de las precipitaciones pluviométricas y nivales en altura; a las primeras se añade, además, el mantenimiento de aportes hídricos continuados por fusión nival que generan la frecuente sobresaturación en primavera (período MarzoAbril-Mayo) de los depósitos. Los resultados vendrían a confirmar -a falta de observaciones más prolongadas la preponderancia en el espacio de trabajo de los modelos clásicos de reptación por expansión-contracción del regolito por humectación-secado (CULLING, 1963, 1983). El estudio, emprendido recientemente en la misma zona de análisis, de la dinámica de los procesos fluidales en parcelas con propiedades texturales y de plasticidad/porosidad netamente diferenciadas ayudará, en un futuro próximo, a delimitar con más precisión estas afirmaciones.

Fig. 17. A. Relación entre la altitud de los procesos de flujo lento y su intensidad (en línea discontinua aparecen los intervalos de confianza inferior y superior de la recta de regresión para un porcentaje del 95%). B. Relación entre el volumen de precipitaciones y la intensidad de los procesos de flujo lento. C. Relación entre el Indice de Plasticidad y la intensidad de los procesos de flujo lento. O. Relación entre el porcentaje de Porosidad y la intensidad de los procesos de flujo lento. E. Relación entre el grado de pendiente y la intensidad de los procesos de flujo lento.

III. Conclusiones

La determinación, a través de métodos experimentales de diseño sencillo y rápida lectura, de las pautas de desplazamiento en depósitos afectados por la acción de flujos en masa lentos en el Pirineo Central meridional, ha demostrado la existencia de notables diferencias -a nivel temporal y espacial en la intensidad del movimiento. Las primeras se explican por el desigual reparto estaciona! de las precipitaciones a lo largo del año mientras que, para las segundas, hemos aducido la importancia del incremento de los aportes líquidos (pluviosidad yaguas de fusión) en altura. Las tasas de desplazamiento obtenidas en nuestro estudio se asemejan, no obstante, a las registradas en otros ámbitos de media y alta montaña europeos.

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