Dinámica fluvial y riesgos naturales derivados de la subsidencia kárstica en los valles del Huerva y Ebro

Resumen

La karstificación de las evaporitas de la Formación Yesos de Zaragoza es particularmente importante en contextos de karst aluvial, pudiendo actuar tanto en el contacto cobertera-sustrato como en el seno de la serie evaporítica (karst interestratal). La disolución del techo del sustrato bajo coberteras aluviales da lugar a: (1) El rebajamiento del techo del sustrato con la consiguiente flexión de la cobertera detrítica (cover sagging sinkhole); (2) El desarrollo de conductos por el ensanchamiento de discontinuidades a través de los cuales se produce la migración de la cobertera aluvial hacia el interior del sustrato evaporítico (cover suffosion y cover collapse sinkholes). Los materiales situados por encima de una cavidad interestratal puede deformarse mediante: (1) flexión (bedrock sagging sinkhole), (2) colapso, pudiendo intervenir procesos de brechificación y el hundimiento de bloques a favor de planos de rotura) (bedrock collapse sinkhole) y (3) una combinación de los mecanismos de flexión y colapso (bedrock sagging-collapse sinkhole). La resistencia mecánica del sustrato evaporítico y de la cobertera, la densidad y orientación de las discontinuidades y el tamaño de las cavidades, especialmente su anchura, parecen ser los factores principales que controlan la actuación de uno u otro mecanismo. La subsidencia por disolución de evaporitas ha tenido una influencia decisiva en la geomorfología de la zona de estudio. La cartografía realizada ha permitido reconocer la existencia de un buen número de grandes depresiones kársticas de fondo plano, de un centenar a varios kilómetros de eje mayor, en su mayoría capturadas por la red de drenaje, desarrolladas principalmente en depósitos de terraza o glacis y que suman una superficie total de 35 km2. Los ejes mayores de estas depresiones muestran dos direcciones predominantes (N 120-130 E y N 010-020 E) además de una orientación secundaria E-O, las cuales coinciden con el rumbo de los principales sistemas de diaclasas regionales, lo que revela el control que ha ejercido la fracturación en su génesis. El sustrato bajo el fondo de estas depresiones, allí donde aflora, se encuentra intensamente deformado y karstificado. Sobre él se dispone un residuo kárstico y una cobertera detrítica de reducido espesor. La geometría del contacto sustrato-cobertera es muy irregular como consecuencia de una intensa karstificación subaluvial. Tanto la cobertera detrítica como el sustrato evaporítico están afectados por abundantes estructuras de subsidencia generadas por karstificación intraestratal, entre las que destacan colapsos de 2 a 10 m de anchura, sinformas y antiformas de 10 a 50 m de longitud de onda y brechas de colapso transtratales e interestratales, ocupando estas últimas una gran extensión. Estas características sugieren que, en contradicción con las interpretaciones planteadas por otros autores, el principal mecanismo que ha intervenido en su génesis es la subsidencia provocada por la disolución intraestratal del sustrato evaporítico, posiblemente de niveles de halita y glauberita. El sistema aluvial del río Ebro ha dado lugar a 11 niveles de terraza escalonados. Los depósitos de los niveles de terraza T11, T9, T8, T4, T3, T2 y T1 y de los niveles de glacis G6, G5 y G4 se encuentran localmente engrosados y deformados como consecuencia de la actuación de una subsidencia sinsedimentaria. Ésta ha sido especialmente intensa en los alrededores de la ciudad de Zaragoza, en la zona de confluencia de los ríos Huerva, Gállego y Ebro. Aquí los depósitos de las terrazas T4, T3, T2 y T1 rellenan un surco subsidente de hasta 16 km de longitud y de 8 km de anchura alcanzando localmente más de 50 m de potencia. La subsidencia que registran los aluviones en esta área puede deberse a la disolución intraestratal de un cuerpo salino de halita y glauberita de más de 80 m de espesor, situado a menos de 40 m bajo la actual llanura de inundación del Río Ebro en la misma ciudad de Zaragoza. La segunda zona más afectada por subsidencia sinsedimentaria la encontramos entre la Val de Varés y el Río Ginel. En este sector los depósitos del nivel de terraza T11 rellenan un surco generado por disolución de más de 6 km de longitud y 1 km de anchura, donde la potencia del aluvial puede superar los 50 m. En esta zona el proceso de la karstificación pudo verse favorecido por el acuñamiento de los sedimentos evaporíticos en el sentido de aguas abajo motivado por un cambio a facies arcillosas (Unidad Basal de la Formación Longares), lo que provocaría la concentración del flujo en el acuífero kárstico en una sección progresivamente menor. No obstante, a pesar de la recurrente actuación de la subsidencia, los perfiles longitudinales de los niveles de terraza del Río Ebro no muestran variaciones significativas en su altura relativa. Igualmente, la sedimentología de sus depósitos apenas varía incluso en las zonas subsidentes. Así, el aluvial esté o no engrosado está constituido principalmente por gravas y muestran una proporción de finos muy baja. Estos hechos nos indican que el fenómeno de la subsidencia no ha influido de manera significativa en la evolución del Río Ebro, ya que era capaz de compensar rápidamente el hundimiento mediante una elevada tasa de acumulación (relación agradación/subsidencia>1). Las terrazas del río Huerva muestran anomalías claras atribuibles a la actuación de fenómenos de subsidencia provocados por la disolución del sustrato, tales como: (1) engrosamientos locales de los depósitos de terraza y glacis, (2) la presencia de terrazas erosivas aguas arriba de las zonas afectadas por subsidencia, (3) variaciones altimétricas significativas y desaparición brusca de niveles de terraza. Por otra parte, los sedimentos de terraza engrosados muestran un aumento considerable en la proporción de finos de llanura de inundación, llegando a constituir más del 50% del depósito e incluyendo facies palustres depositadas en paleodolinas. Las anomalías de los perfiles longitudinales de los niveles de terraza indican que en determinados intervalos de tiempo el río Huerva fue incapaz de compensar el efecto de la subsidencia mediante cambios en la morfología y geometría de canal y procesos de agradación y degradación (relación subsidencia/agradación >1). El hecho de que estas características no hayan sido detectadas en las terrazas del Ebro, sugieren que el sistema fluvial del Huerva, debido a su menor caudal, tenía una menor capacidad para reestablecer su perfil de equilibrio. La subsidencia sinsedimentaria afectó principalmente al tramo final del valle situado entre Cuarte y su desembocadura en el Ebro. En este sector los depósitos aluviales alcanzan potencias superiores a los 60 m y se encuentran afectados por numerosas estructuras de deformación y están constituidos por una elevada proporción de finos de llanura de inundación. El periodo de mayor actividad de la subsidencia tuvo lugar durante la formación de los niveles de terraza T8, T7 y T6. Aguas debajo de Cuarte los depósitos de estas terrazas rellenan un surco generado por disolución de unos 5 km de longitud y 2 km de anchura alargado en la dirección del valle y ligeramente desplazado hacia la margen derecha del mismo. La distribución espacial de los niveles T8, T7 y T6 relevándose en el sentido de aguas abajo sugiere que la subsidencia sinsedimentaria migró episódicamente en la misma dirección. La relación subsidencia/agradación debió ser lo suficientemente elevada como para provocar: (1) una caída del nivel de base local con el consiguiente encajamiento del sistema fluvial y migración de una onda de degradación aguas arriba de la zona afectada por subsidencia a lo largo de más de 6 km y (2) una disminución brusca en la pendiente del valle y de la energía del flujo en el área afectada por subsidencia que motivó un cambio en el tipo de sistema fluvial de braided a meandriforme. La formación de los niveles T8, T7 y T6 del río Huerva coincidió con el desarrollo del nivel de aluvial 4 del río Ebro, el cual también registra uno de los periodos en los que la subsidencia alcanzó mayor magnitud en el valle del Ebro. Es posible que durante el desarrollo de estos niveles aluviales se generasen de forma coetánea sendas cubetas de disolución llegando a coalescer para dar lugar a dos grandes tramos de 5 km y 8 km de longitud en los valles del Huerva y Ebro, respectivamente, afectadas por una subsidencia sinsedimentaria. El segundo momento de mayor actividad de la subsidencia en el valle del Huerva tuvo lugar durante la formación de los niveles T5, T4 y T3. Los perfiles longitudinales de estos niveles de terraza tienden a converger aguas abajo de la localidad de Cuarte dando paso a una única terraza engrosada de más de 25 m de potencia, lo que permite interpretar que durante este periodo la relación subsidencia/agradación alcanzaba valores por encima de la unidad. A pesar del escaso número de dolinas que se ha identificado en el valle del Huerva, el incremento en cloruros y sulfatos de las aguas del río y los daños en las fachadas de numerosos edificios asentados en el nivel de terraza T2 sugieren que el fenómeno de la subsidencia es activo en la actualidad. La subsidencia que controló la evolución del sistema fluvial del río Huerva parece estar relacionada con la disolución intraestratal de niveles de halita y glauberita. Los datos de sondeo demuestran la presencia de un cuerpo de halita de 70 m de espesor a tan sólo 50 m bajo la llanura de inundación actual en la localidad de Cuarte de Huerva. Por último, se ha propuesto una zonación de susceptibilidad a la subsidencia para un tramo de 23,95 km de la línea de alta velocidad Madrid-Barcelona, situado entre los valles de los ríos Huerva y Ginel. Se han diferenciado 3 grados de susceptibilidad (baja, media y alta) en función de las estructuras de disolución y subsidencia observadas en los taludes de la vía. La zonación se limita a los 15,11 km (63% de la longitud total del tramo) en los que la línea está excavada, ya sea en el sustrato o en la cobertera detrítica, o atraviesa depresiones kársticas. Los tramos con susceptibilidad baja, media y alta suponen el 26.6% (4,02 km), 29,8% (4,50 km) y 43,6 % (6,59 km) respectivamente de los 15,11 km evaluados. Se les ha asignado una susceptibilidad baja a los tramos en los que el sustrato expuesto en los taludes de la vía no muestra estructuras de disolución y subsidencia y aquellos en los que la línea está construida sobre los depósitos detríticos engrosados y parcialmente cementados del nivel de terraza T8 del Río Huerva. Se ha atribuido un grado de susceptibilidad media a los tramos donde la potencia del aluvial bajo la vía es inferior a 10 m, los taludes de la vía muestran un contacto cobertera-sustrato irregular, cavidades por encima de la cota de la plataforma o estructuras de flexión caracterizadas por una deformación progresiva. El grado de susceptibilidad alta se limita a los tramos en los que la vía discurre sobre depresiones kársticas o los taludes muestran estructuras de colapso, conductos de disolución y cavidades que se prolongan por debajo de la cota de la plataforma. En estas zonas de susceptibilidad alta, el paleokarst y las evidencias geomorfológicas revelan la existencia de cavidades bajo la vía.