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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL: IDENTIFICACIÓN Y AUSCULTACIÓN EN DISTINTAS ÁREAS MORFOESTRUCTURALES (SIERRAS DE SAN JUST, GÚDAR Y JAVALAMBRE)

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL: IDENTIFICACIÓN Y AUSCULTACIÓN EN DISTINTAS ÁREAS MORFOESTRUCTURALES (SIERRAS DE ISSN 0210-3524 ■ SAN JUST, GÚDAR Y JAVALAMBRE)*

** ** PP. 79-117 PP. Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia ■ 1992-96 ■ ] I [ 83-84 RESUMEN En este trabajo se han estudiado diversos fenómenos de inestabilidad de laderas localizados en tres zonas de la provincia de Teruel bien diferenciadas desde el punto de vista geográfico y geológico. El estudio se ha cen- TERUEL trado en deslizamientos antiguos y movimientos activos o potenciales. En la Sierra de San Just se han caracterizado los paleodeslizamientos existentes, se ha realizado una carto- grafía de las grietas del escarpe septentrional y se ha colocado instrumental para el seguimiento de su evolu- ción. En el área de Mosqueruela se estudia detalladamente la fracturación a escala de afloramiento para la deter- minación de valores del factor de seguridad en las laderas. En Camarena se han estudiado diversos tipos de deslizamientos, localizando las pendientes potencialmente inestables para la obtención de parámetros geotécnicos y la realización de cálculos de riesgo. Palabras clave: deslizamientos, taludes, fracturación, macizos rocosos, análisis de estabilidad, Cordillera Ibérica, Teruel.

** Este trabajo es un resumen de uno del mismo título realizado gracias a una ayuda del Instituto de Estudios Turolenses concedida en su XII Concurso de Ayudas a la Investigación, celebrado en 1993. ** Departamento de Geología. Facultad de Ciencias. Universidad de Zaragoza. Plaza San Francisco s/n. 50009 Zaragoza.

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ABSTRACT Slope instability phenomena in Teruel province: identification and checking in several morphostructural areas (Sierras de San Just, Gudar and Javalambre). Several slope instability phenomena are studied in this work. They are located in three areas of Teruel pro- vince which present different geographical and geological characteristics. This work is centred on the study of ancient landslides and active or potential movements. In the Sierra de San Just, the existent ancient landslides have been characterised. Furthermore we have made a mapping of the tension cracks which occur on the northern escarpment, placing instruments for the checking of its evolution. In the Mosqueruela area, fracturing at the outcrop scale is studied to determine the factors of safety of slo- pes. In Camarena, several types of slides have been studied, locating the potentially unstable slopes to obtain geotechnical parameters and to calculate the geological hazard. Key words: landslides, slopes, fracturing, rock masses, stability analysis, Iberian Chain, Teruel.

INTRODUCCIÓN Los estudios sobre estabilidad de taludes y laderas naturales tienen una gran importancia en la prevención de riesgos geológicos. Establecer las causas que pueden dar lugar a fenómenos de ines- tabilidad es uno de los principales objetivos de la Geotecnia. Para ello, no sólo se deben analizar los deslizamientos que siguen activos hoy en día, sino que hay que estudiar con detalle aquellos que han afectado a laderas naturales y obras civiles en el pasado. En este sentido se ha planteado este trabajo, que va a estudiar deslizamientos históricos, deslizamientos activos en la actualidad y desli- zamientos potenciales, todos ellos localizados en diversos puntos de la provincia de Teruel. En la Cordillera Ibérica oriental el riesgo de deslizamientos es relativamente alto, como conse- cuencia de la topografía y el clima. Algunas zonas montañosas de la provincia de Teruel soportan frecuentes ciclos de hielo-deshielo que, unidos a la disposición de los macizos rocosos, favorecen la formación de deslizamientos. GUTIÉRREZ y PEÑA (1979) han descrito algunos deslizamientos fósiles que aparecen al sur de la provincia (región de Villel). CALVO CASES et al. (1983) estudian la dinámi- ca de las vertientes en el macizo del Javalambre. En Calomarde (Teruel) se describe un desprendi- miento de bloques activo que produjo daños en los edificios de la población (AYALA et al., 1988). Como causas aparecen la orientación del diaclasado unida a la influencia de lluvias y heladas, que favorecen el desprendimiento de bloques, sin que exista influencia antrópica. En los alrededores del área morfoestructural de Gúdar (PEÑA et al., 1984), aunque ya dentro de la Comunidad Valenciana, se han descrito varios procesos de movimientos de laderas (AYALA et al., 1988), todos

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 ellos de tipo deslizamiento rotacional y relacionados con el régimen pluvial (fuertes lluvias con anterioridad al fenómeno). En el presente estudio se ha utilizado una serie de técnicas de trabajo, tanto de campo como de gabinete y laboratorio, que ha permitido no sólo conocer la geometría y disposición de las áreas afectadas por deslizamientos, sino también una serie de parámetros que ayude a determinar las posibles causas de los mismos. Uno de los primeros pasos metodológicos en los estudios de estabilidad de taludes es la realiza- ción de ensayos de laboratorio para la determinación de las propiedades de los suelos y rocas. Dentro de los ensayos con suelos (rocas blandas) se han realizado análisis granulométricos y deter- minado los límites de Atterberg en rocas arcillosas-arenosas. Los ensayos de resistencia en rocas realizados en este trabajo han sido tres: ensayo de resistencia a la compresión simple, ensayo de resistencia a la tracción o “Brasileño” y ensayo de corte directo, que determina la cohesión y el ángulo de rozamiento interno de las superficies de discontinuidad. Para calcular la estabilidad cinemática se han empleado métodos informáticos sobre laderas con deslizamientos rotacionales (programa STABL5, Purdue University, 1985) y macizos rocosos fractu- rados (programa ROCA.BAS, CASAS et al., 1995). Este trabajo reúne los estudios realizados por los autores del mismo en tres zonas concretas del sector oriental de la Cordillera Ibérica en la provincia de Teruel. Para su encuadre geográfico utiliza- remos las unidades morfoestructurales definidas por Peña et al. en 1984 (fig. 1). Las Serranías de San Just-Castellote constituyen el extremo septentrional de las denominadas Altas Tierras turolenses. La Sierra de San Just se encuentra dentro de la comarca histórica de las Tierras de Montalbán. A pesar de ser una comarca relativamente poco poblada y con algunos pue- blos al borde de la desaparición, las localidades más favorecidas por la minería se encuentran entre las más dinámicas de la provincia: (3.719 habitantes), Montalbán (1.787) y Escucha (1.200), agrupadas en la mancomunidad de la Cuenca Minera Central de Teruel. La Serranía de Gúdar comprende el conjunto de relieves montañosos al este de la Depresión de Alfambra-Teruel-Mira. Esta unidad abarca una serie de alineaciones montañosas intensamente sur- cadas por la red fluvial, que ha favorecido su división en unidades menores. La zona estudiada se encuentra en el límite entre las provincias de Teruel y Castellón. Esta comarca ocupa la parte más agreste y aislada de las sierras, donde destacan las localidades de Mosqueruela, Cantavieja y La Iglesuela del Cid, todas ellas con menos de 1.000 habitantes. El área de estudio se sitúa al este de la localidad de Mosqueruela, concretamente en el barrio de la Estrella, donde se ubica una antigua ermita que da nombre al mismo. El caserío aparece junto al río Monleón, que marca el límite pro- vincial, bajo los escarpes de la vertiente oriental de la Sierra Mayabona. El macizo de Javalambre se sitúa en el extremo meridional de la provincia de Teruel. Está limi- tado al oeste por la Depresión de Alfambra-Teruel-Mira, por el norte se prolonga por la Sierra de Camarena para enlazar con la Sierra del Pobo, al este queda limitado por la Depresión de La Puebla

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Fig. 1. Localización geográfica de las zonas de estudio (señaladas con un círculo). Se ha indicado con un número las áreas morfoestructurales definidas por PEÑA et al. (1984) donde se ubican las zonas: 1. Serranía de San Just-Castellote; 2. Serranía de Gúdar; y 3. Macizo de Javalambre.

de Valverde-Sarrión y al sur se continúa por las sierras de la Comunidad Valenciana. El área de estudio se encuentra concretamente en las estribaciones septentrionales de la . Destacan las cumbres de Peña Blanca (1.752 m) y San Pablo (1.793 m) en los alrededores de Camarena de la Sierra. Hacia el sur, el macizo de Javalambre alcanza los 2.020 m en el pico del mismo nombre. La localidad de Camarena de la Sierra, a 1.294 m de altitud, está situada junto al río Camarena y tiene una población de apenas 200 habitantes. Los objetivos que se persiguen con la realización de este trabajo son diferentes en función de la zona estudiada.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 En la Sierra de San Just nos centramos en el estudio de estabilidad de su vertiente norte. Dentro del área prestamos especial atención a un deslizamiento potencial/activo de grandes dimen- siones situado al sur de la localidad de Escucha. Este fenómeno es conocido desde hace tiempo; sin embargo, y pese a su peligrosidad potencial, su estudio detallado en cuanto a génesis y evolución todavía no se había llevado a cabo. De esta manera, se propuso el estudio puntual de este fenóme- no y su seguimiento en el tiempo, por medio de una instrumentalización adecuada, como un paso previo a la prevención y posible corrección del riesgo geológico. En el área de Gúdar-Alto nos dedicamos al estudio de la vertiente este de la Sierra Mayabona, en las proximidades de la localidad de Mosqueruela. El estudio en cuestión partió de la observación de un deslizamiento histórico que en el pasado siglo afectó al barrio de la Estrella, cer- cano a Mosqueruela. A partir de un fenómeno ya conocido, el trabajo en esta zona consiste en estu- diar el entorno, para determinar las causas que lo produjeron, así como la posibilidad de que casos similares puedan volver a darse, en un periodo de recurrencia a corto o medio plazo, dentro de la unidad morfoestructural en que está encuadrado. En el área del Javalambre, el estudio se centra en la vertiente oeste de la Sierra de Camarena. Los materiales margo-evaporíticos del Keuper, sobre los que se apoyan los niveles carbonatados del Lías, son zonas potenciales de deslizamientos, especialmente allí donde las capas están inclinadas. Es conocida la existencia de deslizamientos recientes en la zona de Camarena de la Sierra, con las correspondientes pérdidas económicas (obras civiles, edificaciones, etc.). El estudio de las causas y evolución de estos fenómenos tiene especial interés para la prevención y control de los mismos en el macizo de Javalambre.

SITUACIÓN GEOLÓGICA De un modo sintético, la Cadena Ibérica centro-oriental puede definirse como un conjunto de grandes macizos mesozoicos, en cuyo seno se observan localmente pequeños enclaves paleozoicos que, por lo general, se encuentran separados por pequeñas depresiones rellenas de materiales ter- ciarios y cuaternarios. SIMÓN (1986) diferencia tres sectores limitados por las fosas de Calamocha-Teruel y Alfambra- Teruel-Mira, y las depresiones de Sarrión y del Mijares: a) Rama Castellana, que comprende las serranías de Albarracín y Cuenca, así como la prolonga- ción septentrional de enlace con el . b) Sector del Maestrazgo, que incluye un área subtabular en torno al macizo de Gúdar, las ali - neaciones prelitorales del Maestrazgo sensu stricto y las sierras transversales del borde septentrio- nal de la cadena (San Just, Carrascosa). En este sector se encontrarían localizadas dos de las zonas que se estudian en el presente informe, la Sierra de San Just y la Sierra Mayabona. c) Sector Levantino, en el que se engloba el macizo de Javalambre, próximo a la localidad de Camarena de la Sierra, y las alineaciones que se prolongan hacia el Mediterráneo (sierras de Espadán, Calderón, Utiel y Martés).

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia A continuación describiremos de modo más detallado las características estratigráficas, estruc- turales y geomorfológicas de las distintas zonas donde se localizan los deslizamientos estudiados.

SIERRA DE SAN JUST La Sierra de San Just se sitúa en el sector centro-oriental de la Cordillera Ibérica, al sur del maci- zo paleozoico de Calatayud-Montalbán. En los alrededores del área estudiada afloran materiales del mesozoico y terciario deformados durante la etapa compresiva alpina (fig. 2). Desde el punto de vista estratigráfico los materiales que forman la Sierra de San Just correspon- den a sedimentos de edad cretácica y terciaria. Sobre las arenas y lignitos de la formación de Escucha aparece una potente unidad detrítica (Fm. Utrillas). A ésta le sigue un paquete margoso- arenoso de edad Vraconiense y varias unidades carbonatadas pertenecientes al Cretácico superior que son fosilizadas por sedimentos detríticos del Paleógeno. En el sector estudiado aparecen pliegues con diversas orientaciones: WNW-ESE, NE-SW, NW- SE y E-W. Éstos se encuentran afectados por fracturas hectométricas de orientación NE-SW, ENE- WSW y NW-SE. A escala mesoestructural podemos destacar los sistemas de fracturas y juntas esti- lolíticas que afectan a las calizas del Cretácico superior, con varias direcciones predominantes: N-S a NNW, NE-SW y NW-SE. A escala de afloramiento aparecen representadas todas estas direcciones, añadiéndose además un sistema de fracturas en torno a E-W. Este último sistema coincide con la dirección predominante obtenida en las grietas de tracción existentes junto al escarpe de la vertien- te norte, que pueden tener gran importancia en los procesos de inestabilidad de la ladera. El relieve de la Sierra de San Just está formado por una alargada planicie de dirección E-W que presenta una altura media de 1.500 m.s.n.m., que corresponde a la superficie de erosión fundamen- tal de la Cordillera Ibérica (SOLÉ SABARIS, 1978). El modelado kárstico se presenta de forma local, pudiéndose observar algunas dolinas.

SIERRA MAYABONA La zona estudiada forma parte del sector oriental de la Cordillera Ibérica y en ella afloran casi exclusivamente materiales carbonatados del Cretácico superior (fig. 3). El área de estudio se encuentra en la zona central subtabular del Maestrazgo (CANEROT, 1974), con pliegues ligeramente asimétricos, con vergencias de los planos axiales hacia el NE (LIESA, 1993). En general, estos plie- gues de dirección típicamente “ibérica” sufren algunas inflexiones que producen un norteamiento de sus trazas axiales, dando aspecto de “S” estirada. En los alrededores del barrio de la Estrella las capas presentan direcciones NE-SW a ENE-WSW y se encuentran ligeramente basculadas (buzamientos, en general, menores de 20° hacia el S). Todo el conjunto está afectado por fallas normales de orientación E-W a NE-SW con saltos decamétricos a hectométricos, junto a las que aparecen asociadas estructuras en roll-over, donde las capas pre- sentan un mayor buzamiento. A escala mesoestructural, LIESA (1993) determina tres familias de

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 ientos estudia- deslizamiento de Trinidad. 3. deslizamiento de San Just; y 2. deslizamiento de Telefónica; deslizamiento de Telefónica; Mapa geológico de la Sierra San Just en las proximidades localidad Escucha. En él se indican los tres paleodeslizam 1. dos: Fig. 2.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia Situación geológica del área barrio de la Estrella (modificado IGME, 1979). Fig. 3.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 fallas en el área de Mosqueruela: NE-SW, E-W y WNW-ESE a NW-SE. Además deduce un reparto espacial inhomogéneo de las familias de fracturas dando lugar a dominios de fracturación causados por la presencia/ausencia de determinadas familias de fracturas. En general, las fracturas aparecen en determinadas zonas sometidas a deformación. Desde el punto de vista geomorfológico, la zona estudiada constituye un relieve estructural sub- tabular en torno a los 1.500 m de altitud, disecado por arroyos, ramblas y barrancos que llegan a incidir hasta cotas de 700 m. Asimismo, son destacables los procesos de periglaciarismo que se pueden observar en las escarpadas paredes de los valles, con un importante desarrollo de laderas de bloques, cuyo desprendimiento ha estado favorecido por la intensa fracturación y la actuación de los procesos de hielo-deshielo.

CAMARENA DE LA SIERRA El macizo de Javalambre está constituido fundamentalmente por formaciones carbonatadas de edad jurásica, aflorando el Triásico dolomítico (Muschelkalk) y arcilloso (Keuper) a favor de los fuertes encajamientos de la red fluvial (fig. 4). En su conjunto presenta una estructura domática atravesada por numerosos sistemas de fracturas, cuyas orientaciones dominantes son NW-SE y NE- SW. Los materiales del Jurásico marino, suavemente plegados, muestran una importante fractura- ción a todas las escalas, con grandes fracturas kilométricas de orientación NE-SW y NW-SE a WNW-ESE y fracturas a escala mesoestructural de direcciones NW-SE, NE-SW, N-S y E-W (LIESA, 1993). Según CALVO CASES et al. (1983) la morfología actual del macizo del Javalambre es consecuen- cia de la homogeneidad de la litología, la configuración de la penillanura deformada y la escasa pro- gresión de la erosión remontante hacia su núcleo, lo que hace que el relieve dominante sea de carácter alomado. Los principales agentes del modelado posterior son los procesos kársticos y peri- glaciares. En contraste con esta morfología, las áreas periféricas en las que aflora el Trías presentan profundos encajamientos de la red fluvial. La aparición de las capas plásticas del Keuper, unida a las fuertes pendientes de las laderas, permite la actuación de procesos diferentes que traen como consecuencia la aparición de nuevas formas en el relieve. La zona estudiada se encuadra dentro de estas áreas con Keuper aflorante. En función de la configuración litológica y morfológica diseñada y de la tectónica cuaternaria actuante, CALVO CASES et al. (1983) establecen tres grandes grupos de vertientes: a) vertientes con dinámica periglaciar; b) vertientes con incidencia manifiesta de la tec- tónica cuaternaria, y c) vertientes dominadas por la plasticidad del sustrato.

SISMICIDAD DE LAS ZONAS ESTUDIADAS La sismicidad puede constituir un factor desencadenante de importantes deslizamientos, ya que la aceleración, vertical y horizontal, asociada a las ondas sísmicas origina una fluctuación del estado de esfuerzos en el interior del terreno, afectando al equilibrio de los taludes. Por ello, es fundamental considerar el valor de la aceleración sísmica durante el análisis de la estabilidad de las laderas.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia Situación geológica del área de Camarena la Sierra (modificado IGME, 1978). Fig. 4.

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Atendiendo al estudio realizado por ALFARO et al. (1987), se considera a la Cordillera Ibérica como una región de actividad sísmica moderada. Del mapa de isolíneas de riesgo sísmico realizado por estos autores mediante el método determinista, en una primera aproximación, se constata que la Sierra de San Just y la localidad de Camarena de la Sierra se sitúan entre las isolíneas de intensi- dad VI y VII, es decir, en ellas no son previsibles sismos de intensidad superior al grado VII, mien- tras que la localidad del barrio de la Estrella presenta un riesgo máximo de VI. Teniendo en cuenta estos valores de intensidad y la Norma Sismorresistente PDS-1 (BOE, 1974), los tres sectores estudiados en este proyecto quedarían encuadrados en la zona segunda, que comprende la parte del territorio donde son previsibles sismos de intensidad igual o superior al grado VI e inferior al grado VIII. Hay que destacar el hecho de que el Mapa Sísmico nacional defini- do en la norma indica valores de intensidad bastante inferiores a los determinados en el trabajo de ALFARO et al. (1987). Los valores definidos en este mapa indican una intensidad máxima de V, lo que da lugar a que las zonas donde se ha realizado el análisis de estabilidad de los taludes naturales corresponden a la zona primera, donde no es obligatoria la aplicación de esta norma. En la tabla I quedan representados los valores del desplazamiento, velocidad y aceleración horizontal de un oscilador horizontal simple para un suelo tipo, para cada grado de intensidad de la escala interna- cional de macrosísmica (M.K.S.) y para un periodo (T) de 0,5 segundos.

TABLA I

Intensidad Desplazamiento Velocidad Aceleración M.S.K. (cm) (cm/sg) (cm/sg2)

V 0,12 1,5 18,9 VI 0,24 3,0 37,7 VII 0,48 6,0 75,4

ESTUDIO GEOTÉCNICO En este apartado vamos a referirnos, en primer lugar, a los parámetros geomecánicos y propie- dades resistentes de los materiales. Posteriormente, describiremos las características geológicas y geomorfológicas que han condicionado y condicionan en la actualidad los procesos de inestabilidad en las laderas de las áreas investigadas.

CARACTERÍSTICAS GEOTÉCNICAS DE LOS MATERIALES Para la caracterización geotécnica de las distintas litologías y discontinuidades que aparecen dentro de los macizos rocosos de los tres sectores estudiados, se ha realizado una serie de ensayos sobre probetas de roca intacta y muestras de suelo (roca blanda) como se ha citado anteriormente. Hay que tener en cuenta en todo momento que las características geotécnicas de los materiales

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia afectados por estos deslizamientos presentan valores que han sido hallados a partir de la realiza- ción de ensayos sobre roca sana, por lo tanto en condiciones naturales estos parámetros pueden sufrir importantes variaciones, pudiendo disminuir los valores de resistencia a la compresión debi- do a la existencia de discontinuidades previas, así como una disminución de los valores de cohe- sión y del ángulo de rozamiento interno de la roca. Los resultados de estos ensayos quedan refleja- dos en la tabla II. En esta tabla se puede observar el decalaje existente entre los valores del ángulo de fricción obtenidos experimentalmente y los obtenidos de la envolvente de Mohr. Éste puede ser debido a la existencia de roturas frágiles en la probeta como consecuencia de la concentración de tensiones en los extremos de fisuras internas (teoría de GRIFFITH, 1920). La rotura se produce debido a la propa- gación de las microfisuras existentes bajo dicha concentración de esfuerzos. De esta manera, muchas de estas fracturas subverticales pueden ser explicadas por la actuación, bajo compresión, de tracciones locales en el contorno de las fisuras, especialmente sobre planos paralelos a la direc- ción de compresión (ver JIMÉNEZ SALAS y JUSTO, 1975), por lo que el valor de estos ángulos de fric- ción obtenidos a partir de la roca sana no es real.

DESCRIPCIÓN DE LAS ZONAS ESTUDIADAS Para realizar de un modo preciso el análisis de estabilidad de un talud, es necesario determinar en primer lugar su geometría y su tipología, que depende de la disposición relativa entre la topogra- fía y la superficie de ruptura. Esta última depende, a su vez, de la estructrura, litología y morfología de la misma (falla, superficie de estratificación, manto de alteración, etc.). En este apartado descri- biremos las características de las diferentes áreas estudiadas.

Sierra de San Just Partiendo de la interpretación de la fotografía aérea (escala 1:18.000), de la revisión de la carto- grafía geológica existente (escala 1:50.000) y de datos de campo, se ha realizado una cartografía detallada, teniendo en cuenta aspectos geológicos (contactos estratigráficos, estructuras) y geomor- fológicos (formas de ladera, procesos de karstificación, etc.). Las grietas existentes en la zona del repetidor de Telefónica y vértice de San Just (1.522 m) han sido cartografiadas utilizando métodos topográficos clásicos, midiendo orientación, longitud y anchura a lo largo de las grietas. A su vez, se han seleccionado diversas áreas de auscultación en las que se ha llevado a cabo la instrumentali- zación, con la colocación de bases del clinómetro y barras de triangulación. En este mismo sector se ha estudiado la fracturación a escala de afloramiento, tomando datos de todo tipo de discontinuidades existentes en las rocas (diaclasas, fallas, juntas estilolíticas, etc.). Para ello se midieron al menos 30 discontinuidades en cada una de las grietas diferenciadas y más de 50 en la cantera situada junto al puerto de San Just (considerada estable para los deslizamien- tos), totalizando 317 medidas en el área de estudio (fig. 5).

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 r) II ABLA T y Ar-Ca (arcillas del Keuper) y Ar-Ca )74205050263632 2 ) 80,56 15,68 75,5 47,98 46,13 18,61 88,54 2 ) 196,22 53,4 125,67 259,82 105,4 207,66 158,88 2 ) 46,4 11,81 29 22,1 13,47 17,26 15,76 2 ) 2,81 2,26 2,97 2,68 2,77 2,25 2,4 2,76 1,97 3 ) 2,57 2,26 2,43 2,68 2,77 2,25 2,2 2,68 1,93 3 distintas zonas estudiadas. Área de San Just: A1-SJ (arenas bioclásticas del Aptiense); A2-SJ Vraconiense); Ar-SJ (arcillas del Vraconiense) y Ca-SJ (caliza micrítica del Cenomaniense). Área de Mosqueruela: C-M (arcillas del Vraconiense) Ar-SJ Parámetros geotécnicos obtenidos a partir de los ensayos laboratorio en varias muestras roca y suelo recogidas las Turoniense). Área de Camarena: Y-Ca (yesos del Keuper); A-Ca (arenas del Keuper); Br-Ca (brecha dolomítica del Jurásico inferio (yesos del Keuper); A-Ca (arenas Br-Ca Área de Camarena: Y-Ca Turoniense). Densidad en húmedo (gr/cm Cohesión a partir de la envolvente Mohr (kp/cm Cohesión a partir del corte directo (kp/cm Resistencia a la tracción (kp/cm MUESTRAResistencia a la compresión (kp/cm A1-SJ AS-SJ Ar-SJ Ca-SJ C-M Y-Ca A-Ca Br-Ca Ar-Ca Ángulo de fricción (fracturas en probetas c. uniaxial)Ángulo de fricción (envolvente Mohr) 70ºÁngulo de fricción (entre 2 sup. discontinuidad)Densidad en seco (gr/cm 78º 32º 5º 30º 76º 5º 60º 34º 53/78º 4º 35º 82º 55º 48º 31º 14º 30º 50º 35º 37,6º Límite de Atterberg (líquido)Límite de Atterberg (plástico)Índice de plasticidadGranulometría (porcentaje mayor de 105 micras)Granulometría (porcentaje mayor de 2 milímetros) 50% 10% 45% 0% 24,50% 16,77% 7,73 36% 27,96% 8,04

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia cantera junto a la carretera N-420; A. sector oriental del área afectada por grietas de tracción. C. Rosas de direcciones fracturación y grietas del área San Just. Se ha dividido la zona en tres sectores: sector occidental; y Fig. 5. B.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Las grietas existentes en las proximidades del escarpe de la vertiente norte de San Just presen- tan longitud hectométrica y una anchura que llega a alcanzar 6-8 m. En ocasiones tienen trazas irre- gulares y entrelazadas, mostrando frecuentes relevos entre las grietas individuales. Asimismo, se pueden observar grietas incipientes que afectan a suelos actuales. En función de su situación y de las características de las grietas se pueden diferenciar dos sectores (fig. 6): 1. Margen este (entre el repetidor de Telefónica y el vértice de San Just). Presenta las grietas más desarrolladas, de dirección general E-W, con una longitud total de unos 1.200 m y anchuras que oscilan entre 10-20 cm y 8 m. Este sector se puede subdividir en dos zonas: • En la primera están colocadas las estaciones de control 1 a 7. La longitud total de las grietas es de unos 1.000 m y, en general, muestran hundido el bloque situado al norte de la grieta. • La segunda está situada en torno a la estación 8, presenta grietas incipientes de orientación E-W a ENE, con anchuras no superiores a los 30-40 cm y ligero hundimiento del bloque situado al sur de las mismas. La longitud total de estas grietas se sitúa en torno a 200 m. 2. Margen oeste (al SW del repetidor de Telefónica). Presenta tres grietas con una longitud total de unos 250 m con dirección NW-SE. La anchura máxima de las mismas se encuentra en torno a 50-60 cm. Aparentemente, no se observa hundimiento de ningún bloque a los lados de la fractura. En este sector se han situado las estaciones de control 9, 10 y 11. Se ha observado también la existencia de tres paleodeslizamientos, que de oeste a este han sido denominados: deslizamiento de Telefónica, deslizamiento de San Just, y deslizamiento de Trinidad (fig. 7). Se puede resumir, de un modo general, que las principales características de los tres desliza- mientos son: • El material deslizado se localiza comúnmente entre las cotas 1.480 y 1.320 m.s.n.m. de la ver- tiente norte de la Sierra de San Just, que en su zona más alta presenta una pendiente muy fuerte. • La superficie de ruptura es circular, pero con base plana, y afecta a las calizas del Cretácico superior y a las arenas del Cretácico inferior en la zona más alta de la serie. • Esta superficie de ruptura se sitúa entre los 1.500 y 1.320 m.s.n.m. • La cicatriz principal del deslizamiento se sitúa paralela al borde del talud y tiende a seguir discontinuidades preexistentes. • La zona de deflación contiene una serie de bloques calcáreos algo fragmentados, procedentes de los niveles superiores del escarpe, que en ocasiones presentan pequeñas deformaciones dúctiles. • Es frecuente la existencia de encharcamientos y surgencias de agua en el borde del material acumulado.

Sierra Mayabona En este sector se ha prestado especial atención a la geometría y distribución de las distintas dis- continuidades. Las más penetrativas que se observan a la escala del macizo rocoso aparecen en los

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia zadas durante el estu- Cartografía de detalle las grietas la Sierra San Just. Sobre ellas se han ubicado estaciones auscultación reali dio y los resultados obtenidos del seguimiento. Fig. 6.

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Fig. 7. Esquema sintético de los deslizamientos estudiados: A. deslizamiento de Telefónica; B. desliza- miento de San Just; y C. deslizamiento de Trinidad. En trazo continuo se representa la situación actual y en trazo discontinuo la reconstrucción del mismo a su posición inicial. 1. calizas del Cretácico supe- rior; 2. arenas y arcillas del Vraconiense; y 3. arenas del Cretácico inferior. Con numeración hueca se indica la posición de estos materiales en la situación inicial, mientras que con la numeración rellena se representa su localización actual.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia planos de estratificación y presentan a lo largo del barranco estudiado una notable variación, no tanto de la dirección, que se presenta entre N057E y N072E, como de su buzamiento, que oscila entre 31° N junto al camino, 56° N a media ladera, y 22° S en la zona más elevada. El buzamiento de estos planos varía en el entorno del barranco debido a la existencia de una falla de dirección NE- SW, de dimensiones kilométricas y componente normal. Aparte de los planos de estratificación, las discontinuidades más importantes que se observan son diaclasas y fallas. Se han medido las orientaciones de 240 planos a lo largo del barranco que desagua junto a la ermita de la Virgen de la Estrella. Durante el proceso de toma de datos se ha anotado para cada fractura, además de la orientación, la apertura, las dimensiones visibles, el tipo de relleno, el espa- ciado entre fallas y fracturas de la misma orientación, el tamaño de los bloques individualizados por las discontinuidades, así como la rugosidad, el grado de meteorización y la existencia de filtra- ciones a través del macizo rocoso a lo largo de las mismas. Para su estudio se ha dividido el barran- co estudiado en tres sectores (fig. 8). El sector 1 (coordenadas UTM: 30TYK292722) se localiza junto a la pista, a unos 100 m al oeste del santuario de la Virgen de la Estrella. Se caracteriza por la existencia de varios planos de fractura de escala métrica y decamétrica, que se pueden asociar en tres familias: J1, J2 y So1. El sector 2 (coordenadas UTM: 30TYK293723) se ubica en el labio hundido de una falla normal, muy próximo a su plano de movimiento, lo que da lugar a que se produzca una ligera flexión de los estratos. Este hecho motiva la variación de la orientación de la estratificación y de los planos de discontinuidad, que, como en el sector anterior, se pueden agrupar en tres familias principales: J2, J3 y So2. Todas ellas son también de escala métrica a decamétrica. El sector 3 (coordenadas UTM: 30TYK293724) se encuentra localizado en la zona más elevada del barranco estudiado. De modo semejante a lo que ocurría en el sector anterior, debido al movi- miento de la falla normal de escala kilométrica, se produce un basculamiento de la estratificación que pasa a buzar hacia el sur, en el mismo sentido que la pendiente del terreno. Los planos de frac- tura mantienen una orientación muy semejante a los del primer sector. Se diferencian, por lo tanto, tres familias de discontinuidades: J1, J2 y So3. A continuación se describen brevemente las características generales de la fracturación en fun- ción de los parámetros que hemos apuntado: Orientación. En los diagramas de densidad de la figura 9 puede verse que existen varias fami- lias de orientaciones preferenciales, que aparecen resumidas en la tabla III.A. Los rumbos domi- nantes que presentan las discontinuidades en la actualidad son NE-SW, NW-SE a NNW-SSE (fig. 8). Las direcciones mayoritarias de las fracturas medidas en los afloramientos concuerdan bastante bien con las derivadas del estudio fotogeológico (Liesa, 1993). Apertura. Por lo general, las aperturas modales que se han observado en la zona estudiada pue- den calificarse entre abiertas a moderadamente anchas (tabla III.B).

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 taciones analizadas exterior representa el 10% Situación geográfica del área estudiada en las proximidades barrio de la Estrella. Se puede observar ubicación es Fig. 8. en número. (círculo negro). Se ha representado de cada sector los diagramas en rosa las fracturas a escala afloramiento. El círculo

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Fig. 9. Diagrama de densidades de las discontinuidades del barrio de la Estrella en los sectores 1 (A), 2 (B) y 3 (C). Proyección equiangular, hemisferio inferior.

Tamaño. El tamaño de las fracturas se ha determinado tanto a partir de observaciones en los desmontes artificiales como a partir del estudio de la fotografía aérea. Los datos no son plenamente fiables en muchos de los casos, ya que en los taludes naturales no pueden observarse las fallas en toda su extensión. No obstante, sirve al menos como indicador del tamaño que pueden tener los bloques en un deslizamiento potencial (tablas III.C y III.D). Del análisis estadístico de los datos obtenidos en el campo se observa cómo el 63% de las fracturas J1 y J3 y más del 70% de las J2 pre- sentan terminaciones no visibles en la zona donde está expuesto el macizo rocoso, y que solamente el 30% de las fracturas J1 y J3 y el 23% de las J2 tienen un solo extremo expuesto. En el presente trabajo, a partir de 100 discontinuidades en las que se ha medido la longitud de las fracturas tanto en la dirección del buzamiento como de la dirección, se ha observado que las que presentan un extremo expuesto (46 fracturas) tienen una longitud media de 0,6 m (muy baja persistencia), y las que no tienen extremos invisibles (54 fracturas) presentan una longitud media de 1,35 m, es decir, su persistencia es baja. Rellenos. Existen dos tipos de fallas, aquellas que no presentan relleno y se encuentran limpias, y las que presentan rellenos, que varían desde costras calcáreas de 1 a 10 mm, a rellenos que osci- lan entre 1 y 200 mm de material arcilloso poco compactado. Espaciado. Se ha medido un total de 306 espaciados en el conjunto de los tres sectores estudia- dos. Los espaciados entre discontinuidades con igual orientación varían desde 5 cm a 85 cm. Las familias de fracturas muestran una distribución estadística unimodal del espaciado, a excepción de la familia So3 que presenta una distribución polimodal. Siguiendo la nomenclatura de la I.S.R.M. (1981), el espaciado es muy cerrado para las familias J1 y J2, cerrado para la familia So1, y modera- do para el resto (tabla III.E).

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TABLA III A) Orientación de las familias de fracturación en los tres sectores estudiados. B) Apertura de las familias de fracturación. C y D) Continuidad y terminación modal medida en el senti- do del buzamiento y de la dirección, respectivamente, de las fracturas. (X): discontinuida- des que se extienden fuera de la zona expuesta; (R): discontinuidades que terminan en roca dentro del afloramiento; (D): discontinuidades que terminan contra otras discontinuidades. E) Espaciado modal de las familias de fracturación A FAMILIAS SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3 So1 073/31N So2 057/56N So3 057/22S J1 045/60E 051/73N J2 142/70W 143/83E 140/87E J3 028/23E B FAMILIAS SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3 So1 5 mm So2 15 mm So3 5 mm J1 3 mm 4 mm J2 1 mm 2 mm 1 y 4 mm J3 10 mm C SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3 FAMILIAS Continuidad Terminación Continuidad Terminación Continuidad Terminación So1 >2.000 cm XX So2 >2.000 cm XX So3 >2.000 cm XX J1 60/70 cm DX/XX 35/60 cm DX J2 20 cm XX 105 cm XX 55 cm XX J3 300 cm XX D SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3 FAMILIAS Continuidad Terminación Continuidad Terminación Continuidad Terminación So1 >2.000 cm XX So2 >2.000 cm XX So3 >2.000 cm XX J1 55 cm XX 45 cm XX J2 25 cm XX 85 cm XX 300 cm XX J3 75 cm DX/XX

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TABLA III (continuación) E FAMILIAS SECTOR 1 SECTOR 2 SECTOR 3 So1 15 cm So2 35 cm So3 20/55/85 cm J1 5 cm 80 cm J2 10 cm 45 cm 65 cm J3 65 cm

Tamaño de bloques. La disposición de las fracturas y el número de familias dan lugar a que el macizo rocoso se caracterice por la existencia de bloques de forma más o menos cúbica. A continuación describiremos dos de los parámetros dentro de este apartado que la I.S.M.R. aconseja utilizar para caracterizar cuantitativamente un macizo rocoso. • Índice de tamaño de bloque (Ib). Los tres sectores estudiados se caracterizan por la existencia de dos familias de fracturas más la estratificación. El índice de tamaño es de 11,6 cm en el sector 1, de 48,3 cm en el sector 2 y oscila entre 53,3 y 75 cm en el sector 3. • Control volumétrico de diaclasas. El valor medio del número de fracturas por metro para cada sistema (Jv) es de 7,46 (bloques de tamaño mediano), con una desviación estándar de 3,74. El valor de Jv disminuye desde la base del perfil estudiado, ubicada al pie del camino, hasta la zona más elevada del barranco. Estos valores son Jv=11,73 en el sector 1 (bloques pequeños), Jv=5,96 en el sector 2 y Jv=4,7 en el sector 3 (en ambos casos se trata de bloques de tamaño mediano). Este valor de Jv puede ser utilizado para estimar el Índice de calidad de la roca (R.Q.D.). En nuestro caso, el valor medio de R.Q.D. es 90,38%, que se asocia con una roca de calidad excelente. Del mismo modo, el R.Q.D. aumenta su valor en la vertical, presentando un valor de 79,81% (calidad buena) en el sector 1, y valores de 95,33% y 99,49% (calidad excelente) en los sectores 2 y 3 respec- tivamente. A partir del índice de calidad R.Q.D., HENDRON (1970) obtiene el factor de reducción de resis- tencia de la roca debida a las discontinuidades del macizo rocoso. En la zona estudiada, para el valor de R.Q.D. medio determinado, el factor de reducción es de 0,89. Rugosidad. Se ha realizado un estudio detallado de las rugosidades de la pared de las disconti- nuidades y se ha observado que, en la mayoría de los planos, las rugosidades mayores (de escala métrica) o de primer orden presentan superficies onduladas y planas. A escala intermedia (centimé- trica) las superficies de las fracturas se caracterizan por ser rugosas y lisas. Meteorización. En el estudio realizado no se ha observado la existencia de procesos de disolu- ción importantes que indiquen fenómenos de meteorización avanzados. Lo normal es encontrar los planos de fractura sanos o ligeramente alisados, y en alguno es posible observar algún signo de coloración amarillenta y/o rojiza debida a la presencia de óxidos de hierro.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Filtraciones. En su totalidad las juntas se encuentran secas. La acción de las precipitaciones en algunas épocas del año debe reducir en cierta medida la cohesión de las fracturas, además de cau- sar una reducción de los esfuerzos normales efectivos, favoreciendo los deslizamientos de bloques.

Camarena de la Sierra El trabajo en esta zona ha consistido en un reconocimiento del terreno, tratando de localizar distintos rasgos geomorfológicos que ayudasen a determinar las zonas inestables. De esta manera, se han localizado deslizamientos de bloques del Lías sobre el Keuper, formación de grietas en los arcenes de la carretera, numerosos fenómenos de reptación (creep) en los suelos herbáceos que cubren las laderas, paleodeslizamientos, así como algunas cicatrices de arranque. También se han reconocido morfologías lobuladas y/o abombadas en las laderas. Se ha prestado especial atención a la localización de surgencias de agua (procedentes del acuífe- ro carbonatado situado por encima de los yesos y arcillas del Keuper) que tienen gran importancia en los fenómenos de deslizamiento de suelos. Los deslizamientos que aparecen en los alrededores de Camarena de la Sierra se pueden consi- derar, en muchos casos, como deslizamientos rotacionales con rotura circular, ya que se trata de un terreno homogéneo (arcillas masivas de facies Keuper) con un tamaño de partículas muy pequeño (tamaño arcilla-limo) en relación al talud, por lo que se ha podido estimar el factor de seguridad de las laderas mediante la utilización de los ábacos de HOEK y BRAY (1977).

ANÁLISIS GEOTÉCNICO. INTERPRETACIÓN DE LOS RESULTADOS En este apartado se ha procedido, a partir del análisis de los deslizamientos anteriormente cita- dos, a la predicción del comportamiento del talud y a la elección de las magnitudes cuyo control resulta significativo para reflejar el mismo. Todos estos estudios poseen un carácter preliminar encaminado a caracterizar los taludes y comprobar que su comportamiento está en concordancia con los trabajos de auscultación que se llevarían a cabo con posterioridad. Al tratarse de tres zonas distintas desde el punto de vista litológico y estructural, los métodos utilizados en cada una de ellas han de ser diferentes. A continuación, se describen los resultados obtenidos del análisis de las áreas estudiadas y su interpretación, prestando especial atención a la variación de los factores de seguridad en función de variaciones en diferentes parámetros que con- dicionan la estabilidad (aceleración sísmica, altura del nivel freático, cohesión y ángulo de fricción interno de las rocas y discontinuidades).

SIERRA DE SAN JUST A partir del estudio de los paleodeslizamientos existentes, se ha realizado un análisis retrospec- tivo mediante el método de Bishop (1955) modificado a través del programa STABL5 (Purdue

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia University, 1985). Se han tenido en cuenta distintos valores de la aceleración sísmica, la cual se ha considerado igual tanto en la horizontal como en la vertical. Para cada una de estas situaciones se han calculado los pares de valores C’-φ’ de las arenas de Utrillas que hacen el factor de seguridad igual a 1, considerando el valor de la cohesión (C) de las calizas del Cretácico superior y las arenas del Vraconiense como 0 Kg/cm2 y variando su ángulo de fricción (φ) en 0°, 17°-15° y 34°-30°, res- pectivamente (fig. 10). Hemos simplificado el problema considerando únicamente la modificación de estos parámetros en las arenas de la Fm. Utrillas por ser la unidad más potente y la más suscep- tible de cambios en los valores de sus parámetros geotécnicos, y por la importante fracturación que presentan las calizas del Cretácico superior, así como la escasa potencia de las arenas del Vraconiense. Con los datos que se observan en estas gráficas, se puede concluir que estas zonas de inestabili- dad son incompatibles con los valores de resistencia obtenida en los ensayos. Esto lleva a conside- rar la posibilidad de que el deslizamiento haya progresado a favor de una zona de meteorización del material en la que las características geomecánicas iniciales de las arenas han sido modificadas (TAYLOR y CRIPPS, 1987). Este proceso estaría favorecido por la existencia de numerosos planos de fractura en los niveles superiores que contribuyen a la infiltración de agua en las discontinuidades. A partir de la información que proporcionan estas gráficas podemos establecer que la evolución se produjo a partir de las grietas de tracción existentes en las calizas cretácicas que se observan en la zona estudiada. Estas fracturas progresarían desde la superficie hacia abajo, lo que favorecería la meteorización progresiva de los materiales cercanos a la superficie de ruptura. Este mecanismo es compatible con el modelo de rotura progresiva propuesto por JIMÉNEZ SALAS (1984) y GIL PEÑA et al. (1992), según el cual la masa alterada se comprime longitudinalmente y en la parte superior se desplaza lo suficiente como para alcanzar el estado de resistencia residual. La superficie de rotura progresa hacia abajo hasta alcanzar la base del talud, produciéndose un deslizamiento brusco. Se ha procedido posteriormente a evaluar la variación del factor de seguridad en función de la aceleración sísmica, tanto en el caso de que ésta exista en la vertical y en la horizontal, como sólo en la horizontal. Para ello se ha tenido en cuenta la intensidad del periodo de retorno T=100 años para la zona estudiada, obtenido a partir del mapa de riesgo sísmico de la Península Ibérica (1915- 1980) (MARTÍN MARTÍN, 1984). La intensidad máxima más probable que se puede producir en la Sierra de San Just en un intervalo de 100 años es de III (escala MSK), con una aceleración aproxi- mada de 0,006 g. Para simplificar el proceso de análisis, hemos realizado las representaciones con- siderando únicamente las variaciones del factor de seguridad con respecto a la aceleración sísmica para los valores máximos, intermedios y mínimos del ángulo de fricción, con sus respectivos valo- res de cohesión, de las arenas de Utrillas, que para una aceleración sísmica de 0,006 g hacen su fac- tor de seguridad igual a 1. Para todo ello ha sido necesario apoyarnos en las gráficas realizadas anteriormente. Es obvio que una vez que se supera la intensidad sísmica III, con estas condiciones preestableci- das, el factor de seguridad de los taludes es inferior a 1 y por lo tanto éstos son inestables. Resulta curioso, al observar los gráficos obtenidos (fig. 11), cómo el factor de seguridad es mayor cuando

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Fig. 10. Relaciones φ’ / C’ del paleodeslizamiento de Trinidad para las que el factor de seguridad es igual a 1. Las condiciones iniciales se indican en el encabezamiento de cada gráfico.

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Fig. 11. Análisis de estabilidad para el deslizamiento de Trinidad mediante el método de BISHOP modi- ficado (1955), introduciendo varios valores de aceleración sísmica.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 existe aceleración horizontal y vertical, que cuando únicamente existe aceleración horizontal. Esto puede ser debido a que la aceleración vertical produzca un efecto de compactación de las arenas que dificulta, en cierta medida, el deslizamiento.

SIERRA MAYABONA Se han tomado las orientaciones de las familias en los tres sectores citados anteriormente (este- reogramas de la fig. 12). En el primer sector puede verse claramente que no existe posibilidad de que se produzca falla planar, ni que se generen cuñas cinemáticamente inestables. En el sector 2 se generan cuñas inestables en la intersección de las familias J2xJ3 para las tres orientaciones de los taludes estudiados y para la intersección de las fracturas SoxJ3 en los taludes que se orientan según 047/89S. Además, en este sector se producen inestabilidades por volcamiento en los planos de estratificación para los taludes con orientación 047/89S y 062/89S. En el tercer sector no existe la posibilidad de fallas planares en ninguno de los taludes analizados, sin embargo, se evidencia la existencia de cuñas inestables para las familias de fracturas J1xSo y J2xSo en dos de las tres direc- ciones que presenta el talud en este sector del área de estudio. En el que presenta orientación 047/26E, únicamente existen cuñas inestables constituidas por la intersección de las familias J2xSo. Para el análisis de estabilidad de taludes en macizos rocosos se ha utilizando el programa de ordenador elaborado por CASAS et al. (1995) basado en las ecuaciones de HOEK y BRAY (1977) para el análisis de estabilidad de cuñas. Con él se han calculado los factores de seguridad, en seco y con saturación en agua, de las cuñas formadas por dos discontinuidades a partir únicamente de las orientaciones de las fracturas, la cohesión y ángulo de rozamiento de cada una de ellas. También se ha realizado el cálculo de estabilidad de las discontinuidades planares que resultan cinemáticamen- te inestables, añadiendo para ello los datos de altura del talud, distancia del borde del talud a la grieta de tracción y altura de la columna de agua dentro de la discontinuidad.

Fig. 12. Estereogramas que muestran la orientación de las principales familias de discontinuidades (ciclográficas con línea continua) y su relación con los taludes existentes (ciclográficas con líneas de trazos). A) sector 1; B) sector 2; C) sector 3.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia Del análisis se ha obtenido que en el sector 1 el riesgo de deslizamientos es nulo. En el segundo sector las orientaciones de las fracturas principales varían debido a la existencia de un accidente estructural de escala kilométrica que produce la flexión de los estratos. En él solamente se han detectado inestabilidades por la formación de cuñas debido a la intersección de dos familias de fracturación. Estas cuñas, aunque cinemáticamente inestables, en condiciones secas se pueden con- siderar dinámicamente estables, ya que aun considerando el caso más desfavorable de cohesión (C=0), los factores de seguridad obtenidos en algunas de ellas son mayores de 1. Sin embargo, exis- te peligro de volcamiento a favor de los planos de estratificación tanto cinemática como dinámica- mente (fig. 13). En el sector 3, de modo semejante a lo que ocurría en el sector anterior, se observa la existencia de cuñas cinemáticamente inestables, pero salvo que las fracturas se encuentren satu- radas de agua, se puede comprobar que las cuñas son dinámicamente estables. Es importante cons- tatar que las cuñas cinemáticamente inestables, cuyo factor de seguridad es muy bajo (no alcanza el valor de 1), han funcionado como tales deslizamientos.

Fig. 13. Condiciones cinemáticas para deslizamiento por flexión que precede al volcamiento (BRAY y GOODMAN, 1976). El volcamiento es posible ya que el polo de la estratificación cae en el área sombrea- da (zona de inestabilidad cinemática).

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CAMARENA DE LA SIERRA Los ábacos de HOEK y BRAY (1977) proporcionan un límite inferior del factor de seguridad, obtenido en la suposición de que las tensiones normales en la superficie de deslizamiento se con- centran en un único punto. El límite máximo se obtendría en la suposición de que éstas se encuen- tran en los dos puntos extremos de la superficie. A pesar del carácter irreal de la distribución de tensiones normales indicada, se ha comprobado que el factor de seguridad real está razonablemen- te cerca del valor mínimo, quedando siempre el error cometido del lado de la seguridad. En la cons- trucción de los ábacos de Hoek y Bray se ha considerado el efecto de las presiones intersticiales debidas a la presencia de un nivel freático en el terreno, que divide el talud en una zona seca y otra saturada. Así, existen ábacos para casos de talud totalmente seco, totalmente saturado y para tres casos intermedios con diferentes alturas del nivel freático. Además, se asumen las siguientes sim- plificaciones: • El material constitutivo del talud se considera homogéneo en toda la extensión del mismo. • El círculo de rotura se hace pasar siempre por el pie del talud. • Se considera la existencia de una grieta de tracción que puede estar por encima o por debajo de la cresta del talud. Se han estudiado tres taludes a lo largo de la carretera (fig. 14) con diferentes valores de pen- diente a la altura total de los mismos. Para cada uno de los taludes estudiados se han considerado fijos los siguientes parámetros: H (diferente en cada uno de los casos), γ (1,97 t/m3 obtenido experi- mentalmente) y ψτ (diferente en cada uno de los casos). Como valores del ángulo de rozamiento interno (ϕ∋) se han escogido 20° (valor típico de arcillas de alta plasticidad) y 32° (valor típico de arcillas de plasticidad media-baja). Finalmente se han tomado diferentes valores de cohesión efecti- va (c‘) entre 0,5 y 10 t/m2 (valores mínimo y máximo de cohesión para las arcillas dependiendo del grado de saturación de las mismas). Asimismo se ha realizado el cálculo de la estabilidad utilizando los ábacos nº 1 (terreno seco, para valores de cohesión entre 4 y 10), nº 3 (terreno saturado por debajo de la grieta de tracción, para valores de cohesión entre 4 y 10) y nº 5 (terreno completamente saturado, para valores de cohesión entre 0,5 y 3). Los pares de valores cohesión (C) / factor de seguridad (Fs), para cada uno de los taludes, pueden observarse en las gráficas de la figura 15.

Talud nº 1. Barranco de la Canaleja Este talud se halla situado al este de Camarena, en torno al km 1 de la carretera que lleva a La Puebla de Valverde. Se sitúa entre las cotas 1.525 m.s.n.m. (contacto con los niveles carbonatados) y 1.200 m.s.n.m. (base del barranco), obteniendo una altura total del talud (H) de 325 m. En este caso la pendiente del talud (ψτ) es de 15,15°. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,36 (ϕ‘ = 20°) obtenemos los siguientes resultados:

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia Situación geográfica de los taludes analizados en las proximidades Camarena la Sierra. Fig. 14.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 (1977), introduciendo varios valores de cohesión. Se han realizado RAY y B OEK Análisis de estabilidad para el talud 3 mediante los ábacos H varias representaciones variando el ángulo de rozamiento y las condiciones humedad del talud. Fig. 15.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia ÁBACO 5: con el terreno completamente saturado el factor de seguridad (Fs) oscila entre 0,76 y 0,87, por lo tanto el talud debe considerarse inestable en estas condiciones. ÁBACO 3: con el terreno saturado por debajo de la grieta de tracción, Fs = 1 para un valor de c’ = 9 t/m2, siendo inestable para valores menores de la cohesión. ÁBACO 1: con el terreno seco, Fs es siempre mayor que 1 y por lo tanto el talud es estable cine- máticamente. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,62 (ϕ‘ = 32°) obtenemos los siguientes resultados: Bajo cualquier condición del talud (saturado o seco) y para cualquier valor de la cohesión el fac- tor de seguridad es mayor que 1, por lo tanto, el talud es estable para ese valor del ángulo de fric- ción (condiciones más favorables). Se ha estudiado asimismo el talud hasta la carretera (H = 185 m), considerando la misma como posible pie del deslizamiento. El ángulo del talud en el segundo caso es de 15,88°. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,36 (ϕ‘ = 20°) obtenemos los siguientes resultados: ÁBACO 5: con el terreno completamente saturado el factor de seguridad (Fs) oscila entre 0,76 y 0,90, por lo tanto el talud es inestable en estas condiciones. ÁBACO 3: con el terreno saturado por debajo de la grieta de tracción, Fs = 1 para un valor de c’ = 9 t/m2, siendo inestable para valores menores de la cohesión. ÁBACO 1: con el terreno seco, Fs es siempre mayor que 1 y por lo tanto el talud es estable. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,62 (ϕ‘ = 32°) obtenemos los siguientes resultados: Bajo cualquier condición del talud (saturado o seco) y para cualquier valor de la cohesión, el fac- tor de seguridad es mayor que 1 (entre 1,29 y 2,95), por lo tanto, el talud se puede considerar esta- ble.

Talud nº 2. Bajo la fuente de Mosén José Se encuentra en el km 2 de la carretera de La Puebla de Valverde. Ha sido estudiada la porción de ladera situada entre las cotas 1.480 y 1.380 m.s.n.m., tomando la carretera como posible pie del deslizamiento. De esta manera, la altura total del talud (H) es de 100 m y la pendiente del talud (ψτ) es de 20°. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,36 (ϕ‘ = 20°) obtenemos los siguientes resultados: ÁBACO 5: con el terreno completamente saturado el factor de seguridad (Fs) oscila entre 0,62 y 0,76, por lo tanto el talud es inestable en estas condiciones. ÁBACO 3: con el terreno saturado por debajo de la grieta de tracción, Fs = 1 para un valor de c’ = 8 t/m2, siendo inestable para valores menores de la cohesión.

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 ÁBACO 1: con el terreno seco, Fs es siempre mayor que 1 y por lo tanto el talud es estable cine- máticamente. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,62 (ϕ‘ = 32°) obtenemos los siguientes resultados: Bajo cualquier condición del talud (saturado o seco) y para cualquier valor de la cohesión el fac- tor de seguridad es mayor que 1, por lo tanto, el talud se puede considerar estable. No obstante, los valores del factor de seguridad se aproximan a 1 con el terreno totalmente saturado, existiendo posibilidad de deslizamiento si la cohesión alcanza valores menores de 0,5 t/m2 (situación más des- favorable).

Talud nº 3. Al oeste de la Peña Blanca Se encuentra en el km 2,8 de la carretera a La Puebla de Valverde. Ha sido estudiada la porción de ladera situada entre las cotas 1.460 y 1.420 m.s.n.m., tomando la carretera como posible pie del deslizamiento. De esta manera, la altura total del talud (H) es de 40 m y la pendiente del talud ψτ = 36,67°. • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,36 (ϕ‘ = 20°) obtenemos los siguientes resultados: ÁBACO 5: con el terreno completamente saturado el factor de seguridad (Fs) oscila entre 0,27 y 0,45, por lo tanto el talud es inestable en estas condiciones. ÁBACO 3: con el terreno saturado por debajo de la grieta de tracción, Fs oscila entre 0,6 y 0,85 para valores de cohesión entre 4 y 10 t/m2, siendo inestable para estas condiciones. ÁBACO 1: con el terreno seco, Fs es mayor que 1 para valores de cohesión iguales o superiores a 9 t/m2, debiendo considerar el talud inestable con valores menores de cohesión (Fs = 0,75-0,94 para valores de c’ = 4-8 t/m2). • Para un valor de tan ϕ‘ = 0,62 (ϕ‘ = 32°) obtenemos los siguientes resultados: ÁBACO 5: con el terreno completamente saturado el factor de seguridad (Fs) oscila entre 0,51 y 0,75, por lo tanto el talud es inestable en estas condiciones. Bajo cualquier otra condición del talud (saturado por debajo de la grieta de tracción o seco, ába- cos 3 y 1 respectivamente) y para cualquier valor de la cohesión el factor de seguridad es mayor que 1, por lo tanto, el talud es estable.

CONCLUSIONES RELATIVAS A LA LADERA NORTE DE LA SIERRA DE SAN JUST 1. La formación de grietas de tracción sobre los niveles calcáreos del Cretácico superior está fuertemente controlada por la existencia de una intensa fracturación en las mismas. Éstas se sitúan paralelas al borde del talud, que en su parte superior se encuentra muy verticalizado.

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TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 Adolfo Maestro González y Ángel Luis Cortés Gracia 2. Esta fracturación es asimismo responsable de los procesos de infiltración de aguas meteóri- cas y carstificación de los niveles carbonatados, lo que favorece la saturación permanente de los niveles permeables situados por debajo de las grietas de tracción. La importancia de esta infiltra- ción está corroborada por la existencia de numerosas surgencias naturales localizadas en diversos puntos de la ladera y en diferentes cotas. Es destacable la aparición de estas surgencias y encharca- mientos en la base de los paleodeslizamientos. 3. Se ha observado, a partir de la realización de análisis retrospectivos sobre paleodeslizamien- tos, que los valores de resistencia obtenidos en los ensayos de laboratorio son incompatibles con los hallados por este procedimiento. Esto conlleva a que probablemente el deslizamiento progrese a favor de zonas meteorizadas, donde las características geomecánicas son muy inferiores a las de la roca sana. 4. La característica común de los dos paleodeslizamientos que mayor volumen desplazan (Telefónica y Trinidad) es que el nivel base de la superficie de rotura se sitúa en la cota 1.320 m.s.n.m., afectando al tramo superior de la Formación Arenas de Utrillas. Este hecho no excluye, de ningún modo, que el coluvial de deslizamiento llegue a afectar cotas más bajas.

RELATIVAS AL BARRIO DE LA ESTRELLA 1. La existencia de una falla normal de dimensiones hectométricas a kilométricas, que da lugar al basculamiento de las capas en el mismo sentido que la pendiente del talud en la zona más eleva- da del mismo, es un factor importante en el control de los deslizamientos traslacionales y por vuel- co. 2. Otro de los factores que favorece la caída de bloques es la intensa fracturación que sufre el macizo rocoso. Las principales direcciones de fracturación son: NW-SE y NE-SW. 3. La acción de las bajas temperaturas típicas de esas zonas durante los meses invernales favo- rece los fenómenos de crioclastia a partir del agua que se encuentra retenida en las discontinuida- des del macizo rocoso, disminuyendo el valor de cohesión efectiva de las mismas. 4. El tamaño de los bloques susceptibles de vuelco y/o desprendimiento, que están controlados por la estratificación y la fracturación, oscila entre 48 y 75 cm de arista como moda, pudiendo alcanzar tamaños muy superiores, de hasta 4 m, tal y como se observa en la actualidad en el barranco. 5. Los desprendimientos más probables son aquellos que afectan a bloques superficiales, ya que, como se ha calculado, los bloques que se encuentran a cierta profundidad encuentran impedi- do su movimiento por la acción de esfuerzos normales que no permiten superar la resistencia a los esfuerzos de corte necesarios para producir traslaciones sobre las superficies de discontinuidad. 6. De los tres sectores estudiados en esta zona, el sector 1 presenta una estabilidad total, favo- recida por la orientación tanto de las fracturas como de la estratificación, mientras que en los dos sectores restantes existe la posibilidad de que se produzca caída de bloques ya que presentan ines-

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FENÓMENOS DE INESTABILIDAD DE TALUDES Y LADERAS NATURALES EN LA PROVINCIA DE TERUEL... TERUEL 83-84 [ I ] 1992-96 tabilidades cinemáticas. En la mayoría de los casos estudiados, en condiciones secas de las discon- tinuidades, el factor de seguridad es superior a 1, aun en las condiciones menos óptimas de cohe- sión (C = 0 kg/cm2).

RELATIVAS A CAMARENA DE LA SIERRA En el estudio de la zona de Camarena de la Sierra se han observado distintos fenómenos de inestabilidad de laderas: fenómenos de reptación (creep) en suelos, deslizamientos de bloques del Jurásico inferior sobre el Keuper y deslizamientos rotacionales dentro de materiales del Keuper. Tomando como referencia estos últimos, de gran importancia, dado que llegan a afectar a obras civiles, podemos citar las siguientes conclusiones: 1. Según las clasificaciones geotécnicas de suelos existentes, los materiales de facies Keuper, fundamentalmente arcillas y yesos, para los que se han obtenido diferentes parámetros mecánicos y físicos, presentan como principales características geotécnicas: un valor de regular a malo como cimiento de carreteras en ausencia de heladas, una respuesta media a muy alta ante la acción potencial de las heladas, propiedades de retracción o entumecimiento ligeras-medias y unas carac- terísticas de drenaje de regulares a malas. 2. La existencia de importantes acuíferos en los niveles basales del Jurásico favorece el alto grado de humedad de los materiales infrayacentes y, con éste, el aumento de la plasticidad de los mismos, causante de numerosos fenómenos de inestabilidad en las laderas estudiadas. 3. La aparición de grietas transversales a la pendiente de la ladera, que afectan incluso al firme de la carretera, demuestra que estos fenómenos se encuentran activos en la actualidad. 4. A partir de la utilización de los ábacos de Hoek y Bray se puede constatar que para un valor del ángulo de rozamiento interno de las arcillas de 20°, los tres taludes estudiados son inestables, en condiciones saturadas, con cohesiones menores de 8-9 T/m2. En condiciones secas, los taludes nº 1 y nº 2 son estables mientras que el talud nº 3 es inestable para cohesiones menores de 9 T/m2. Con un ángulo de rozamiento interno de 32°, los taludes nº 1 y nº 2 son estables bajo cualquier condición del terreno mientras que el talud nº 3 es inestable en condiciones de terreno completa- mente saturado.

Agradecimientos Queremos agradecer la ayuda prestada en este trabajo por los Drs. Antonio M. Casas Sainz y José Luis Simón Gómez. Asimismo, agradecemos la colaboración desinteresada de M.ª Carmen Satué, Elena Tirado, Belén Oliva, Andrés Gil y Pedro López.

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