Riscos geològics derivats d’esfondraments i d’inestabilitats de vessant

Un primer gran grup de riscos geològics deriva dels desplaçaments de grans volums de materials provocats per esfondraments, per esllavissades o per altres fenòmens relacionats amb la inestabilitat de talussos i vessants. Els problemes d’inestabilitat són, de molt, els més considerables dins d’aquest grup.

La inestabilitat de vessants és un fenomen que adquireix una notable consideració quan s’efectuen rebaixos i excavacions per a obres de vialitat (carreteres, ferrocarrils) o de construcció (excavacions per a edificacions, preses, etc.). En les següents pàgines, però, només seran considerades les inestabilitats d’origen natural, i no les induïdes per activitats antròpiques. Això pot ser molt relatiu, perquè alguns moviments que aquí són considerats com espontanis poden tenir un origen antròpic llunyà, no sempre fàcil d’identificar: una desforestació d’un vessant o bé filtracions d’un canal de rec o d’altres causes semblants que poden donar lloc a canvis en l’equilibri de les forces internes del talús que derivin cap a la seva inestabilització, a curt o a llarg terme.

Esllavissades més importants documentades a Catalunya i a les Illes del s. XVII ençà.

Dades compilades per l'autor

El tret més característic de la inestabilitat de vessants és que es manifesta de manera puntual. A causa d’això, és enormement difícil l’estudi global, ja que en afectar volums de terreny en general petits (els més grans solen assolir desenes de milions de metres cúbics, però els més abundants són de només alguns milers o menys), i en produir-se en zones muntanyoses amb baixes densitats de població, cal un esforç molt gran de recopilació. La informació que existeix és molt escadussera, però això no és impediment per a constatar que l’impacte social és gran. A les comarques pirinenques on les comunicacions són difícils, i sovint sense més alternatives (moltes valls són autèntics cul-desacs), els moviments de vessant poden provocar veritables estralls per a l’economia local i comarcal. Els maldecaps produïts pel moviment del Pont de Bar (Alt Urgell), que ultra afectar el poble, va tallar la carretera comarcal de la Seu d’Urgell a Puigcerdà, com veurem més endavant, foren incomptables. Tampoc no tenen preu les tres vides humanes perdudes a Cabdella per una allau d’arrossegalls el novembre del 1982, o l’obturació de la Noguera Ribagorçana l’agost de 1963, que provocà l’embassament del riu amb posterior destrucció de la presa, tot anorreant la cubeta de Bono i afectant el Pont de Suert.

La distribució geogràfica dels moviments es concentra sobretot a les àrees de relleus muntanyencs elevats i a les de pluviometria més elevada. Als Països Catalans són els Pirineus, la Serralada Ibèrica i les Serralades Bètiques les zones més afectades; a les Illes és a la zona costanera on apareixen amb més abundor, sobretot als penya-segats on l’acció erosiva dels temporals és més intensa. Algunes formacions litològiques especialment sensibles donen lloc, com es veurà més endavant, a fenòmens d’inestablitat dins les grans depressions de relleus suaus (Conca de Tremp, Vallès-Penedès). En certs casos els moviments semblen ja estabilitzats i inactius, però no manquen àrees on les inestabilitats continuen, com Alcoi, la Ciutat de Mallorca, Llavorsí, Corbera de Llobregat, Castellfollit de la Roca, Fígols, Vallcebre, etc. La panoràmica general de l’impacte d’aquest fenomen s’analitzarà tot seguint el fil dels diferents tipus de moviments que poden produir.

Els esfondraments

L’aparició sobtada d’esfondraments del terreny és un fet que es produeix de tant en tant en determinats indrets dels Països Catalans. Les formacions litològiques afectades són molt restringides, i l’àrea amb problemes és sempre reduïda. No obstant això, són fenòmens de gran espectacularitat. Els esfondraments van sempre lligats a l’existència o formació de cavitats subterrànies més o menys pròximes a la superfície del terreny, les quals, en col·lapsar-se, originen un clot a l’exterior. Les característiques dels terrenys per sobre de la cavitat són molt importants, ja que l’ensorrament depèn de llur resistència; les formacions rocoses són força rígides i mantenen una certa estabilitat, mentre que els terrenys tous (molt sovint d’edat quaternària) es col·lapsen instantàniament en desaparèixer el substrat on s’assentaven. Un cop s’ha produït l’esfondrament, l’evolució sol ser ràpida en la major part dels casos; així, de bell antuvi, presenten parets verticals o sobreplomades, les quals tendeixen progressivament a adoptar una forma d’embut i finalment a arribar, en major o menor grau, al seu rebliment.

Diversos mecanismes poden ser els responsables del procés: la dissolució de la roca, el buidatge del rebliment d’antigues cavitats reomplertes (paleocarst), o l’arrossegament de partícules fines dels dipòsits detrítics (tubificació o "piping").

Els esfondraments per dissolució

L’esfondrament de Bugarra (Serrans) esquematitzat en el seu context geològic.

Ricardo Génova, original de Policarp Garay.

Les roques més solubles són el grup de les evaporites (guixos i sals). En elles l’origen i desenvolupament de galeries i cavitats es produeix com a conseqüència de la circulació de les aigües subterrànies, les quals poden desenvolupar autèntics sistemes càrstics als guixos, o també per la infiltració puntual d’aigües superficials al subsol. A més de les causes naturals, les accions humanes poden iniciar o accelerar el procés, com ara les filtracions de canals o els excedents d’aigua a les àrees transformades en regadius. Les formacions litològiques més característiques són, sense cap mena de dubte, les argiles i els guixos del Keuper (Triàsic superior), sobretot perquè estan àmpliament representades als Països Catalans, si bé també s’hi poden identificar casos semblants en guixos terciaris.

Disposició del Carst a Vallada (Costera). S’hi aprecia el sistema de galeries als terrenys guixosos, així com l’esfondrament damunt el dom salí.

Ricardo Génova, original de Policarp Garay.

Als materials del Keuper poden ésser observats diversos esfondraments a Cercs (Berguedà) o a Cofrents (Vall de Cofrents), ambdós casos relacionats amb les pèrdues d’infiltració de canals. A Bugarra (Serrans) el 1981 es produí un clot circular de 20 m de diàmetre i 6 m de profunditat a la terrassa inferior del riu Túria. Si bé només són visibles els llims i les argiles sorrenques de la terrassa, cal buscar l’origen delcol·lapse en la dissolució dels guixos triàsics que es troben a sota. A Vallada (Costera), a partir del 1970 van començar a produir-se esfondraments subcirculars, dins una zona aixaragallada, en argiles i guixos. Es tracta d’un sistema càrstic amb una galeria de 1250 m de llarg, els Sumidors; s’ha comprovat, per mitjà de traçadors, que les aigües dolces de la galeria van a sortir a la font anomenada de la Saraella. Durant el trajecte entre els Sumidors i la font, l’aigua travessa un dom o làmina de sal, que li proporciona una concentració salina de 39 g/1 de ClNa. El volum de sal que es dissol anualment s’ha avaluat en 2000 m3; això provoca el buidat del massís, fenomen responsable dels esfondraments. En guixos terciaris són coneguts els sistemes càrstics de Borredà (Berguedà), Beuda (Garrotxa) o les subsidències i col·lapses del sector de Banyoles.

Els esfondraments per buidat del rebliment de cavitats

El Forat de Pedreguer (Marina Alta), un avenc de gran fondària (70 m) originat l’agost de 1982 pel desrebliment d’una caverna oberta en calcàries. A l'esquerra, en secció longitudinal.

Policarp Garay; dibuix: Javier Génova, original de Policarp Garay

El creixement de cavitats als carsts, en roques carbonatades, és molt més lent, cosa que, afegida a la més gran resistència de la roca, fa que les possibilitats de col·lapse siguin més petites. En tot cas, el perill pot aparèixer al moment d’aplicar al terreny tensions elevades (com ara la construcció d’una presa o grans edificacions) que puguin vèncer la resistència del sostre, constituint així un risc potencial. Una altra causa que afavoreix la freqüència dels esfondraments és el buidat de morfologies paleocàrstiques fossilitzades, amb rebliments qua ternaris més o menys consistents. Els esfondraments es produeixen per l’arrossegament, a càrrec de les aigües d’infiltració, dels dipòsits de rebliment cap a les zones més profundes. Aquest procés es veu afavorit i accelerat per les precipitacions de pluja de forta intensitat i per la torrencialitat de la circulació interna. L’exemple més significatiu i excepcional, per les seves dimensions, és l’anomenat Clot de Benimarmut o Forat de Pedreguer, avenc de 15 m de diàmetre i més de 70 m de fondària que es va obrir de sobte i que engolí un tarongerar, enmig d’un gran terrabastall, a les rodalies de Pedreguer (Marina Alta), el 9 d’agost de 1982. L’origen va ser el buidat d’un antic avenc d’edat prequaternària excavat a les calcàries cretàcies i reomplert amb argiles de descalcificació i aportacions col·luvials. Molt sovint tots aquests fenòmens solen passar desapercebuts perquè es produeixen a zones poc poblades i d’accés dificultós.

Els esfondraments per erosió interna o tubificació

Als terrenys detrítics poden formar-se conductes o buits en forma tubular que poden anar d’uns pocs mil·límetres de diàmetre fins a centímetres. Encara que la forma pugui ser la mateixa, llur formació pot ser causada per diversos mecanismes físics o biològics. Per un costat, cal considerar l’arrossegament de partícules en dipòsits de baixa cohesió provocat per la circuladó concentrada d’aigua amb un gradient hidràulic molt elevat, i pot ser ajudat per la dissolució del ciment que uneix les pròpies partícules. També les esquerdes de dessecació que apareixen a les parts superiors dels perfils dels sòls poden ser eixamplades per l’entrada d’aigua d’escorriment. Algunes vegades, l’acció dels organismes pot no ser menyspreable,car poden abraçar des de la perforació per organismes excavadors (cucs, talps, etc.) fins a la penetració de les arrels que, en morir i ser degradades i consumides, deixen el motlle del canal on s’allotjaven. No obstant això, són els primers mecanismes esmentats els que adquireixen més significació de risc. Casos molt il·lustratius d’aquest procés d’erosió interna són els del riu de Sant Mateu (o riu Coves), prop de les Coves de Vinromà (Plana Alta); a l’abril del 1977 s’hi va produir un clot de 8 m d’ample i 6 m de profunditat, per on des de llavors s’infiltren les aigües del riu. Pel novembre de 1983, la descarbonatació i l’arrossegament de partícules dels gresos del Miocè marí, recoberts per un glacis encrostat, produí un altre cas a Benifaió (Ribera Alta); el moviment va coincidir amb una època de pluges fortes i el clot va afectar un camp de tarongers, amb un diàmetre de 15 m i una fondària de 12 m. Fenòmens molt desenvolupats de tubificació poden afectar els recobriments llimosos i sorrencs d’alteració de les margues terciàries de la conca d’Òdena (Anoia), però val a dir que és fora de l’àmbit dels Països Catalans, a les formacions llimoses de la conca de l’Ebre prop de Saragossa, on el procés és més espectacular, si bé també poden identificar-se alguns casos a les proximitats de Lleida.

Alguns casos representatius

Ultra les situacions evocades en els apartats anteriors, existeixen casos singularment represen tatius dels diversos tipus d’esfondrament que resulta pertinent de tractar amb més detall.

El cas dels afonaments de Cofrents

Seqüència evolutiva de l’esfondrament produït a la font de la Mina, a Cofrents (Vall de Cofrents).

Javier Génova, original de Policarp Garay.

Al paratge anomenat Foia d’Agràs, prop de Cofrents, a partir del 1965, van començar a produir-se esfondraments, amb alguns avencs de fondària variable entre 5 i 20 m i amplades que assoleixen els 10 m. El substrat és constituït per materials del Keuper, aquí en estrats verticals de guix confinats per altres d’argilosos. L’acció de l’home ha estat fonamental, sobretot perquè ha agreujat i accelerat el fenomen. Un petit brollador, la font de la Mina i les filtracions de sèquies de rec, són les causes inicials de les dissolucions, les quals han desfet la xarxa de sèquies; la font de la Mina continua rajant directament cap a dins d’uns avencs principals. Altrament, les aigües d’escorriment superficial dels vessants són recollides i canalitzades per sota la carretera i desguassades cap al sistema de cavitats. El procés, doncs, continua actiu i és d’esperar un engrandiment, amb el temps, de les cavitats ja existents.

El cas de la conca de Banyoles i de la vall de Sant Miquel de Campmajor

L’àrea de Banyoles és un exponent molt clar de la dinàmica lligada a fenòmens de dissolució, subsidència i enfonsament. L’estany de Banyoles rep una alimentació fonamentalment subterrània i les seves aigües, mitjançant un conjunt de sèquies, donen lloc al riu Terri. Als voltants de l’estany, al sector de ponent, apareixen nombrosos estanyols de forma circular, molts d’ells surgents, com ara els estanyols de la Cendra, el Gran de Montalt, el Petit de Montalt, entre d’altres. Un fenomen semblant succeeix al pla d’Usall (40 m més elevat que l’estany, en direcció a Esponellà), al Clot d’Espolla, que entra en activitat en èpoques de fortes pluges, o també a la vall de Sant Miquel de Campmajor, amb els estanyols de Planaferrana, Coromina, la Guàrdia, Rovira, Teixidor, entre molts d’altres. L’activitat d’aquests estanyols no es limita a la surgència d’aigua, sinó que molts d’ells s’engrandeixen per despreniment de les parets, o se’n creen de nous al llarg del temps. Mascaró descriu un esfondrament a l’estany de Banyoles que va provocar un tremolor a les aigües del llac el 27 d’octubre de 1904. A la vall de Sant Miquel de Campmajor, s’esmenta també la formació d’un estanyol a can Teixidor, el 22 de maig de 1908. Els darrers anys no han estat mancats d’activitat: ha aparegut un nou estanyol al S de can Batxellí, ha calgut reparar la carretera de Banyoles a Olot, per Besalú, a causa de la subsidència de la calçada, ambdós casos al voltant del llac, i s’han vist aparèixer tres nous estanyols a can Coromina, de Sant Miquel de Campmajor, la setmana després dels aiguats del novembre de 1982.

El funcionament hidrogeològic de la conca, l’alimentació del llac i la formació del mateix estany de Banyoles i dels estanyols no poden deslligar-se, al moment de buscar una explicació al conjunt de fenòmens observats. Actualment sembla clar, sobretot a partir de les proves de tinció amb fluoresceïna fetes per Vidal que l’alimentació és produeix, al menys en gran part, a través de les formacions calcàries eocèniques que donen els relleus de la Mare de Déu del Món i el Bassegoda; es comprova que les aigües tenyides del riu Llierca apareixen aproximadament tretze dies més tard a l’estany de Banyoles. Aquests nivells calcaris, que es continuen en profunditat per sota la vall del Fluvià, es veuen interromputs per una falla de l’alçada de Banyoles, en entrar en contacte amb una formació de gresos i margues impermeables. Al seu damunt, jeu una formació de guixos (Guixos de Sant Miquel de Campmajor) que de vegades aflora a la superfície, i damunt d’aquests es troben margues amb fines intercalacions de limolites (Margues de Banyoles).

El desnivell existent des de l’àrea d’infiltració proporciona una pressió suficient perquè l’aigua pugui aprofitar el pla de fractura i sortir a l’exterior. Durant l’ascens, l’aigua dissol els guixos suprajacents i dona lloc a un autèntic procés de carstificació. El col·lapse de les cavitats així formades es traduiria en l’aparició de depressions a la superfície del terreny (estanyols); les cavitats, al mateix temps, constituirien noves vies d’ascens de l’aigua per a continuar el procés de dissolució. Els estanyols topogràficament més elevats actuen com a sobreeixidors del sistema aqüífer en èpoques plujoses i deixen de brollar en minvar la pressió de recàrrega, mentre que els més baixos desguassen permanentment. L’estany de Banyoles respon a un model d’aquest tipus: la forma de 8 i la topografia subaquàtica plena de depressions i embuts per on surt l’aigua indiquen un procés de col·lapses successius. Una cosa perfectament equiparable succeeix a la vall de Sant Miquel de Campmajor, on el guix que es sostreu per dissolució es compensa amb la formació d’estanyols i la subsidència generalitzada d’importants sectors de la vall.

Els despreniments

Procés de despreniment: la massa rocosa despresa descriu una caiguda lliure durant el descens (en tot el recorregut o només en part), i acaba acumulantse al peu del cingle.

Ricardo Génova, original de l’autor.

S’entén per despreniment una caiguda lliure de blocs, aïllats o de forma massiva. El moviment dels blocs al moment de desenganxar-se del massís sol ser vertical. Poques formacions geològiques escapen a aquest tipus de fenomen, si bé predomina a les àrees rocalloses i de pendent fort. L’estructura del massís rocós (presència de plans de discontinuïtat en la roca que facilitin l’isolament dels blocs), els processos de meteorització que degraden les característiques resistents de la roca i l’acció dels fenòmens erosius externs, són condicionaments per als despreniments.

Els danys que produeixen són variables, però solen ser petits, ja que a més de tractar-se de fets molt puntuals, es donen a àrees de relleu fort i accés difícil, normalment poc habitades. Igualment, l’impacte varia en considerar la caiguda de petits fragments i blocs o els moviments massius de desenes de metres cúbics. Nombrosos casos poden evocar-se en tots els Països Catalans, sobretot a les grans formacions calcàries i conglomeràtiques de les comarques catalanes dels Pirineus, com també al Maestrat, l’Alt Millars i l’Alcoià, o al llarg de la Serra de Tramuntana, a Mallorca. A grans trets, i a partir dels mecanismes bàsics que provoquen el trencament, poden identificar-se tres tipus de despreniments.

Els despreniments per gelifracció

A alçades superiors a 2000 m, on la innivació és molt important, la meteorització es redueix pràcticament a l’acció de falca produïda per l’expansió de l’aigua en glaçar-se, la qual aprofita i desenvolupa esquerdes a la roca sense alterar la seva composició mineralògica. Aquesta dinàmica és molt intensa als Pirineus i el resultat és l’enorme acumulació de blocs al peu dels vessants, que constitueix les clapisses. El fenomen afecta indiscriminadament tot tipus de litologia, com és ara el cas dels granits d’Aigüestortes-Sant Maurici (Pallars Sobirà-Ribagorça), les calcàries del Pedraforca (Berguedà) o els gneis del Canigó (Vallespir-Conflent).

Els despreniments per reblaniment del peu

L’efecte gel-desgel a les zones muntanyoses, els cicles d’humectació-dessecació, els processos d’oxidació i d’hidròlisi lligats a la circulació de l’aigua d’infiltració són els responsables de la pèrdua de resistència en determinades litologies. D’aquesta manera, la matriu sorrenca o llimosa dels nivells conglomeràtics pot disgregar-se i permetre el despreniment de còdols o de paquets més grossos, com s’observa als conglomerats vermells de la base del Terciari que es troben per la Serralada Prelitoral catalana. L’alterabilitat dels minerals silicatats, sobretot als nivells de piroclastes, crea zones de debilitat a les colades basàltiques de la Garrotxa. Les discontinuïtats del massís (plans d’estratificació, falles, diàclasis) constitueixen les parts més meteoritzades i és allà on apareixen rebliments argilosos i sorrencs poc resistents, de manera que no és estranya l’aparició en formacions metamòrfiques, de despreniments limitats per aquestes superfícies, com ara els esquists cambro-ordovicians de la vall Ferrera (Pallars Sobirà) o les calcàries de la Serra de Tramuntana, a Mallorca. L’acció de l’aigua a les fissures, que augmenta les pressions sobre el bloc que s’ha de desprendre, no es pot deslligar d’aquest procés, com ho demostra la relació íntima entre la pluviometria i els despreniments. De la mateixa manera, la meteorització és molt més efectiva a les zones humides i així fa que, tot i trobant exemples pertot arreu, la intensitat i densitat és més abundant a les comarques plujoses gironines i lleidatanes que a les muntanyes d’Alcoi i Aitana, molt més seques.

Els despreniments per descalçament

El contacte de materials durs i compactes al damunt d’altres de tous i disgregables és la condició necessària per a donar lloc als descalçaments. Alternances de calcàries i margues, gresos i lutites, etc., són molt abundants al llarg de la nostra geografia. Es poden distingir tres processos que menen al descalçament.

Un és l’erosió del material tou. L’acció de l’escorriment superficial de l’aigua de pluja dona lloc a un efecte d’erosió diferencial. Les forma cions lutítiques que de vegades es troben al peu dels cingles permeten l’arrossegament de llurs partícules per l’escorriment difós, fet que és afavorit, a més, per la gran meteoritzabilitat que presenten aquestes litologies. El resultat és la formació de balmes més o menys desenvolupades que deixen en fals la roca i fan que aquesta es trenqui a tracció. Aquest fenomen, que a petita escala afecta bancs d’1 a 3 m de gruix, pot observar-se al Bages, per la vall del Llobregat, a la Conca del Barberà, la vall del Segre, a la Noguera i a l’Alt Millars.

Un altre és la soscavació lateral. La gran energia dels rius i torrents típicament mediterranis, proporcionada per la forta pluviometria i el pendent del curs, es tradueix en un important treball de sapa a les ribes còncaves dels meandres, tot erosionant-les i provocant ensulsiades per l’augment de la verticalitat i per l’alçada del talús que en resulta. Els aiguats de l’any 1982 a les conques del Xúquer, Segre, Noguera i Llobregat són un recordatori viu d’això que diem. Una acció semblant es pot esperar dels temporals a les costes de Mallorca, Menorca i Cabrera, que afecten nivells calcaris compactes o de calcoarenites, sovint amb nivells margosos a sota.

I finalment cal considerar la fluxió del peu. En alguns casos el descalçament és produït perquè els terrenys del peu del cingle són molt inestables. Aquest és el cas de les calcàries lacustres del sector de Fígols-Vallcebre-Saldes, al Berguedà, o el de les de la serra de Campanetes, a Sant Salvador de Toló (Conca de Tremp), que reposen sobre una formació d’argiles vermelles de fàcies Garumniana. Aquestes es desplacen vessant avall per l’acció de la solifluxió i moviments rotacionals, amb efecte inestabilitzador per als espadats calcaris.

Algun cas representatiu

Algunes situacions relatives a despreniments resulten especialment representatives i dignes d’ésser reportades.

El cas de Castellfollit de la Roca

Un dels elements més característics del paisatge de la Garrotxa és la zona volcànica d’Olot. Les colades basàltiques han reomplert les valls fluvials i han donat lloc a grans esplanades que han estat dissecades per l’acció erosiva del riu Fluvià i els seus tributaris, amb la formació dels corresponents cingles. Els cingles mostren l’estructura de les colades i posen de manifest l’existència de nivells de columnes prismàtiques que es desprenen amb una relativa facilitat, com pot constatar-se als cingles de Fontfreda, de cal Sordet, de can Gridó o de Castellfollit de la Roca.

Secció de la colada basàltica de Castellfollit de la Roca (Garrotxa): 1 nivell massiu amb disposició esferoidal, 2 nivell prismàtic superior, 3 nivell prismàtic irregular, 4 piroclasts de lapilli, 5 nivell prismàtic mitjà, 6 nivell lenticular, 7 nivell prismàtic inferior, 8 terrassa alluvial, 9 substrat terciari.

Javier Génova, redibuixat i simplificat de Pallí i Trilla (1976).

Sens dubte, el cas més espectacular ha estat el de Castellfollit de la Roca, on els despreniments han posat en perill les edificacions situades a la vora del cingle. Els més recents s’han produït els mesos de febrer i setembre de 1976 (el de major magnitud) i el desembre de 1977. L’estructura de la formació no és homogènia, de forma que es poden distingir dues colades, separades per una llenca de productes piroclàstics. Els moviments produïts el 1976 no són més que dues fases d’un mateix procés. Durant el mes de febrer tingué lloc un primer despreniment que afectà la part basal de la colada superior, constituïda per uns prismes basàltics irregulars i que deixà al buit un nivell de columnes prismàtiques regulars de 10 m de gruix. Després d’un estiu plujós, pel setembre es desprengué la part superior descalçada, d’unes dimensions de 50 m de llarg, 10 m d’alt i 3 m d’ample, tot arrossegant l’eixida d’una casa. Cal buscar la causa del fenomen en la pèrdua de les propietats resistents de determinats nivells de la formació (els piroclasts i els prismes irregulars) per processos de meteorització; la hidròlisi dels components silicatats i la gelivació (50 dies de glaçada l’any) serien els processos més actius. La pressió de l’aigua d’infiltració és també un efecte a tenir en compte. Els moviments es coneixen de fa temps, i ja Cazurro, el 1906, advertia del perill existent. Segons testimonis presencials, a la darreria del segle passat hi havia hagut un carrer per la vora mateix del cingle, avui desaparegut, cosa que representa un retrocés superior a 8 m en un segle.

Les bolcades

Definim les bolcades com a moviments on es produeix una girada al voltant d’un punt per sota el centre de gravetat de la massa inestable. Cal l’existència d’unes condicions molt específiques, sobretot topogràfiques, perquè el fenomen pugui presentar-se, sempre per trencament a tracció. Pot aparèixer, tant en formacions rocoses que presentin una família de discontinuïtats molt marcada, com en dipòsits detrítics amb un cert grau de cimentació i cohesió.

Mecanismes de bolcada

Dos mecanismes regulen les bolcades: el caboteig i el desplom.

El caboteig es desenvolupa a la superfície de formacions rocoses fracturades, com ara les metamòrfiques (esquists, fil·lites, pissarres), que presenten un fort cabussament cap a l’interior del massís (60°-80°). Els primers metres superficials solen estar decomprimits i alterats, motiu suficient perquè, si a la part basal del vessant es produeix una erosió, tot el nivell alterat tingui tendència a desplaçar-se cap avall, tot provocant la girada dels estrats o discontinuïtats. Casos de caboteig poden identificar-se prop de Borèn (Pallars Sobirà) o als relleus metamòrfics del Barcelonès, com a Santa Coloma de Gramenet o d’altres indrets. Certament, el caboteig com a fenomen natural, té molt poca incidència, i gairebé no cal considerar-lo com a risc. Això no obstant, vol una major atenció quan es fan rebaixos artificials en massissos rocosos que puguin tenir aquesta disposició (esquists, calcàries finament estratificades i alternances rítmiques de gresos i margues, etc.).

L’obertura d’esquerdes als talussos verticals, seguida d’una caiguda a plom, és característica dels materials detrítics recents. Els desploms poden afectar calcàries toves terciàries o dipòsits conglomeràtics i sorrencs del Miocè, com els de la depressió del Vallès-Penedès; això no obstant, els exemples més nombrosos es troben als terrenys quaternaris. Grans extensions de les conques deprimides dels Països Catalans són ocupades per arrossegalls plioquaternaris, com ara la vall alta del Fluvià, la Conca de Tremp, les planes costaneres del Baix Maestrat, la foia d’Alcoi, les de l’Alt Vinalopó, com també per terrasses antigues dels rius i torrents actuals. Aquests dipòsits de gran heterogeneïtat granulomètrica i textural donen relleus uniformes i de pendents suaus (llevat dels col·luvions d’àrees muntanyoses) que els confereix una gran estabilitat. La dissecció d’aquests materials per la xarxa fluvial es tradueix en l’aparició de parets verticals d’alçades notables (de vegades més de 20-30 m). La descompressió lateral i la infiltració de l’aigua, amb arrossegament de partícules fines (tubificació), i l’increment de les pressions intersticials són els mecanismes que duen a l’esquerdament. El fenomen, que es restringeix, doncs, a les vores dels barrancs, ha arribat a posar en perill les edificacions, com en els casos de Tendrui i Sant Adrià (Conca de Tremp) i d’Alcoi, on les esquerdes als conglomerats pliocens poden aparèixer a 20 m del marge del torrent, o a Mallorca, a la zona de Portals Nous o es Jonquet, a Ciutat, inestables des del 1976.

Els lliscaments rotacionals

Els lliscaments rotacionals són moviments al llarg d’una o més superfícies o bandes de poc gruix per on es produeix un mecanisme de cisalla. La superfície de trencament té forma còncava i es produeix un moviment giratori de la massa inestable al voltant d’un punt situat per sobre el centre de gravetat. És molt difícil l’observació d’un moviment rotacional pur on només es produeixi el desplaçament d’una massa rígida. El més corrent és que la rotació es combini amb altres tipus de mecanismes i que, a més, la massa desplaçada es fragmenti en el moviment descendent, tot barrejant-se i "fluint" d’alguna manera per haver perdut les seves característiques resistents. Nosaltres inclourem dins el concepte rotacional els moviments produïts per una única rotació, tot admetent només la fragmentació i deformació causades per l’empenta del desplaçament, però excloent-hi tota deformació motivada pel canvi d’organització interna del material que el fes susceptible de moure’s per un altre mecanisme. Caldrà incloure aquestes dins els moviments complexos.

Dos tipus de formacions litològiques solen presentar els lliscaments rotacionals: per un costat, les formacions cohesives i poc compactes (s’inclourien dins el concepte de sòls, des del punt de vista geotècnic), i per l’altre, els massissos rocosos molt fracturats. No obstant això, els processos que provoquen el trencament sónsemblants, i es poden resumir en l’augment de l’angle d’inclinació i de l’alçada del talús original per l’acció de sapa (per erosió fluvial), i en l’increment de la pressió intersticial de l’aigua per l’ascens del nivell piezomètric. Un tercer mecanisme seria més aviat característic de la cisalla en sòls: és l’augment de la humitat per la infiltració d’aigua, el qual reduiria la resistència a l’esforç tallant dels materials argilosos o similars.

Els lliscaments rotacionals en sòls

Procés de lliscament rotacional: la massa que ha girat sol deixar una plataforma que cabussa contra el massís; el peu, en desplaçar-se es deforma i s’esquerda.

Ricardo Génova, original de l’autor.

Els més característics apareixen en dipòsits homogenis de composició lutítica o margosa (margues i guixos del Keuper, lutites de la fàcies garumniana, lutites i gresos del Burdigalià) i solen formar-se en pendents molt baixos (sovint inferiors a 20°-25°), cosa que les fa molt problemàtiques a les àrees muntanyoses o als indrets on existeixen processos d’erosió intensos. Els voltants d’Alcoi i les poblacions de Castellbisbal (Vallès Occidental) i el Papiol (Baix Llobregat), han estat especialment afectats, en les seves edificacions i carreteres, per moviments molt recents de les margues del Burdigalià, moviments que s’han anat reproduint de forma rítmica (durant els períodes plujosos) al llarg del present segle.

Litologies més heterogènies, com els dipòsits morrènics pirinencs, poden presentar esquerdes de forma circular que indiquen moviments rotacionals, però un cop es produeix el trencament, el fenomen evoluciona cap a altres tipus de moviment, com es tractarà més endavant. No és estrany, en canvi, identificar rotacions als dipòsits d’alteració o d’acumulació d’arrossegalls que es desenvolupen sobre formacions rocoses, com els esquists o pissarres. Durant els aiguats del novembre de 1982 es van posar en evidència moviments en aquests dipòsits, induïts fonamentalment per l’erosió lateral dels rius. Caregue, Ainet de Besan i Araós (Pallars Sobirà) en són exemples, i en alguns casos es pot observar que no són més que la reactivació de moviments més antics. El contacte amb la roca sana limita el desenvolupament de la superfície de cisalla. El poc gruix de la cobertora meteoritzada respecte la superfície total del moviment fa que aquella adopti una forma ellíptica, mentre que als materials més homogenis sol ser més circular.

Els lliscaments rotacionals en massís rocós

Les formacions metamòrfiques (esquists i pissarres) o les alternances de margues, calcàries o gresos ("flysch") poden presentar trencaments rotacionals. Així com en els sòls les partícules solen ser micromètriques o mil·limètriques, en el cas dels massissos rocosos les "partícules" poden ser mètriques i limitades per diàclasis o falles. Aquest fet permet considerar ambdós casos com el mateix fenomen, però a diferent escala. Els lliscaments rotacionals als massissos rocosos són de grans dimensions (hectòmetres) i a la major part dels casos volen evolucionar cap a moviments complexos.

Algun cas representatiu

El cas d’Alcoi

Lliscaments rotacionals immediats a l’àrea urbana d’Alcoi (Alcoià).

Ricardo Génova, a partir d’IGME (1983).

El cas dels moviments rotacionals d’Alcoi mereix ésser destacat com a exemple del fenomen. La ciutat d’Alcoi és un exemple d’inestabilitat crònica dels seus vessants, els quals arriben a posar en greu perill diverses edificacions. La tipologia de moviments identificables a la zona urbana és molt rica, i inclou els despreniments, les bolcades, els desploms i els moviments rotacionals més o menys profunds. La màxima activitat es concentra als barrancs que travessen la ciutat: el de Barxell, el de Polop i el del Molinar. El registre històric posa en evidència la importància del fenomen. L’any 1620, i a causa d’un terratrèmol, una part del carrer de la Verge Maria es desplomà sobre el llit del Barxell, així com el Portal Nou i part de la muralla. Es detectaren nous moviments el 1938, i el 1945 s’enfonsaren diverses cases, altre cop amb el concurs suplementari d’un terratrèmol. Després del 1950 s’incrementà el nombre de casos, sobretot a la zona del viaducte i al marge dret del barranc del Molinar. Les pluges del 1958 van reactivar molts moviments, i en l’actualitat encara es van produint desplaçaments en diversos indrets del casc urbà.

Dues són les litologies que donen lloc a aquests lliscaments rotacionals, entre les quals les margues miocenes del Tap (del Burdigalià), que solen presentar una superfície de cisalla el·líptica. Els lliscaments es produeixen amb pendents superiors als 15° a la zona del marge esquerre del barranc del Molinar, i són afavorits per l’existència de discontinuïtats. Els moviments més espectaculars (en vessants de 30-40 m) són els produïts a les margues que es troben coronades per dipòsits de travertins que les alimenten hídricament. El fenomen es produeix al barranc del Molinar, fins 300 m aigües avall del viaducte de Canalejas i al marge dret del Barxell. Les argiles, margues i conglomerats pliocens també son susceptibles de donar aquests tipus de moviments, afavorits per la sapa del peu pels meandres; és el cas, també, dels pendents superiors als 18°, com pot veure’s a l’àrea de Beniata.

Els lliscaments translacionals

Procés de lliscament translacional: el lliscament de la massa despresa s’efectua seguint una superfície plana i una trajectòria rectilínia, superfície que sol coincidir amb la d’un estrat, d’una diàclasi o d’una falla.

Ricardo Génova, original de l’autor

El mecanisme que inicia el moviment translacional és també un esforç de cisalla, que en aquest cas es produeix al llarg de superfícies planes o molt poc ondulades. El lliscament translacional sol ser característic de formacions rocoses estratificades o fracturades. En efecte, els plans al damunt dels quals es produeix el moviment coincideixen en general amb superfícies d’estrats, diàclasis o falles, si bé el moviment també pot ser induït a la superfície de contacte entre materials de diferent competència (contacte entre roca sana i roca alterada). No és corrent trobar aquest mecanisme de forma natural, ja que vol unes condicions molt específiques, com l’existència d’una superfície potencial d’esllavissament que tingui una gran inclinació (per a vèncer la fricció que s’oposa al desplaçament) i, per altre costat, sovint cal una acció erosiva al peu del talús que permeti aflorar la superfície a l’exterior, o sigui que el moviment sigui cinemàticament possible. Sense oblidar, a més, l’acció de la pressió intersticial de l’aigua que, com molt sovint passa, és el factor desencadenant del moviment.

Les litologies sensibles són molt diverses, però en general corresponen a roques sedimentàries, com es el cas de la muntanya d’Aixavegó, a Corbera de la Ribera (Ribera Baixa), on la nit del 24-25 de novembre de 1983 un paquet de calcàries va lliscar sobre un mantell d’argiles i gresos (fàcies Weald), tot afectant una superfície de més de 16 ha. A Corbera de Llobregat (Baix Llobregat), sobre el camp de futbol, els nivells de conglomerats i gresos del Buntsandstein que cabussen 40-45° cap al S s’han desplaçat seguint els nivells margosos intercalats i possiblement sobre les pissarres paleozoiques infrajacents. El moviment, que ha estat actiu al llarg d’aquest segle, es va reactivar a partir de l’any 1978, tot provocant l’esquerdament i la ruïna de diverses cases del carrer del Carme i la carretera a Gelida. No obstant això, els trencaments més abundants són els produïts per l’obertura de terrabuits artificials.

Algun cas representatiu

El cas de l’Avellanosa

El cas del lliscament esdevingut a l’Avellanosa, pot ésser aportat com a exemple típic del fenomen comentat. L’octubre de 1940 uns impressionants aiguats van assolar les conques dels Pirineus Orientals, principalment les dels rius Ter, Fluvià, Tec i Tet. Nombroses esllavissades van acompanyar l’acció de les avingudes, la més espectacular de les quals fou, sens dubte, la de l’Avellanosa, a la vall del Tec, 3 km aigües avall de la localitat de Prats de Molló (Vallespir). El moviment es va produir al vespre del dia 18, a la riba esquerra del riu, 500 m per damunt del llit actual. El material desplaçat era integrat per arrossegalls de pendent i esquists i gneis alterats, escorreguts seguint el contacte amb la roca sana. El resultat va ser que 6 o 7 milions de metres cúbics del massís es van precipitar sobre el Tec. Tot i produir-se al moment de l’avinguda, aquesta enorme massa va tallar el pas del riu i va crear una presa de 60 m d’alçada, que va ser superada en qüestió de 5 hores.

La força de la riuada s’evidencia, si es considera que aigües amunt de la represa es va produir una acumulació de 3,5 milions de metres cúbics d’al·luvions en 48 hores. Encara a hores d’ara (1985) el riu no ha assolit el seu curs original i circula per damunt del material desprès. Mussot va mesurar la velocitat d’aprofundiment del riu en els dipòsits acumulats: 13,5 m de 1942 a 1964, 4,5 m de 1964 a 1969, i 2 m de 1969 a 1972, és a dir 20 m d’excavació lineal en 30 anys. Caldria buscar la causa fonamental en la pressió de l’aigua que circula pel contacte entre la roca sana i l’alterada (es van recollir xifres properes als 1000 mm en 24 h). No sembla fàcil de pensar en l’acció de sapa lateral per la riuada, perquè en aquest sector aflorava la roca inalterada, però al seu damunt aflorava el contacte amb la formació alterada que, atès el fort pendent del vessant (i del contacte), no podia estar en la seva major part en condicions molt estables.

Els moviments fluïdals

Els fluxos, els moviments i les deformacions es distribueixen de forma espacialment contínua. No totes les partícules han de presentar la mateixa velocitat, ni llurs trajectòries han d’ésser paral·leles. Per tant, la massa que es desplaça no conserva la seva forma en el moviment descendent, comportant-se com un fluid que recorda el règim laminar, si bé no pot descartar-se que en certs moviments molt ràpids no hi pugui haver fenòmens de turbulència. Encara que pot semblar paradoxal, existeixen fluxos en massisos rocosos que són en general molt lents, de manera que l’estructura es manté força. De vegades s’hi poden identificar superfícies de cisalla i sovint es provoca el plegament i la fracturadó dels estrats. Als sòls, si bé poden existir, és molt difícil identificar-hi superfícies de tall. Es poden distingir reptacions, solifluxions, corrents i allaus i colades.

La reptació

Procés de reptació, fet patent per les alteracions sofertes per les línies de conducció elèctrica i per la incurvació dels troncs dels arbres.

Ricardo Génova, original de l’autor.

Tot i estant inclòs dins els moviments de vessant, el fenomen de la reptació no pot ser considerat com un autèntic risc geològic, en el seu sentit catastrofista. Es tracta d’un moviment molt lent (mm/any o cm/any) que afecta uns pocs decímetres superficials del terreny. Això fa que, si no es realitzen observacions concretes, el fenomen passa desapercebut, sobretot a les àrees on la vegetació és molt pobra. Però quan la reptació és molt activa i es troba a zones forestades, pot identificar-se pel corbament dels troncs dels arbres, ja que a mesura que van essent tombats pel moviment, es redrecen buscant la verticalitat. Els sectors de prats alpins als Pirineus solen ser força susceptibles al fenomen, així com algunes zones boscades, com ara l’Artiga d’Alin, l’Artiga de Varradòs (Vall d’Aran), accés al port de la Bonaigua (Pallars Sobirà), entre d’altres. No obstant això, en climes més secs amb substrats lutítics alterats, trobem els casos de les argiles del Keuper, a Fornalutx (Mallorca), o de les margues de la plana de Vic i de la conca d’Òdena.

La solifluxió

Proces de solifluxió: desplaçament de material granular que es deforma durant el seu moviment, i aparició de superfícies de cisalla, tant a l’interior del mateix material com en el contacte amb el terreny intacte.

Ricardo Génova, original de l’autor.

La solifluxió és un fenomen complex on és barregen diversos mecanismes que fan que el sòl flueixi i que es deformi, juntament amb l’aparició de superfícies de cisalla, és a dir, amb processos de lliscament, si bé la pressió intersticial de l’aigua i la plasticitat dels materials són factors fonamentals en la solifluxió. A altituds elevades, el glaç sol jugar un paper important en la deformació, i llavors hom parla de gelifluxió. La solifluxió sol desenvolupar-se a les formacions superficials potents (d’ordre mètric), siguin dipòsits d’acumulació (col·luvions, peudemonts) o d’alteració (sobretot els desenvolupats al damunt de formacions margoses o d’esquists i pissarres), o siguin formacions argiloses susceptibles de deformar-se, com les lutites del Keuper o les de fàcies garumniana. La transició entre el fenomen de reptació i la solifluxió és gradual, si bé aquesta és més ràpida (cm/dia), i de vegades s’observa l’aparició de cicatrius de desenganxament del lòbul deformat ("cops de cullera"). Igualment no hi ha solució de continuïtat vers els moviments complexos que-combinen la rotació amb la fluxió, o cap els corrents de terres o d’arrossegalls. Els fenòmens de solifluxió apareixen en una àrea de distribució molt ampla, si bé predominen a les zones amb pluviometria elevada. Als Pirineus Orientals apareixen de forma generalitzada pel damunt dels 2000 m; aquesta altitud és sensiblement menor a l’W del riu Segre. Exemples combinats amb gelifluxió poden trobar-se al pla Guillem, al massís del Carlit, a Campquerdós (Vallespir-Capcir), al circ de Noufonts, a Ull de Ter, a Coma de Vaca (Ripollès). De vegades evolucionen a formes combinades, amb petites rotacions, com a Vilaller i Montanui (Ribagorça), en dipòsits d’alteració i col·luvions desenvolupats sobre esquists, o també a Conques-Isona (Conca de Tremp) o a Fígols (Berguedà), en lutites vermelles.

Els corrents i les allaus

Els moviments de flux ràpid són afavorits per la inclinació del vessant i perla presència d’aigua infiltrada. En funció de la granulometria, hom parla de corrents d’arrossegalls (partícules grolleres o blocs, a l'esquerra) o de colades de fang (molt material lutític, a la dreta).

Ricardo Génova, original de l’autor.

Dins el que seria una acceleració en la velocitat dels moviments de flux, s’inclourien els corrents i les allaus. Són desplaçaments ràpids (de m/dia a dm/s) o molt ràpids (m/s, o més en el cas les allaus). La composició sol ser detrítica: si el material és homogeni i de granulometria fina (argiles, llims, sorres), hom parla de corrents de terra. En el cas concret que la composició és fonamentalment argilosa, s’arriben a anomenar colades de fang. Quan el material conté partícules grolleres o blocs reben el nom de corrents d’arrossegalls i allaus d’arrossegalls.

Aquests moviments tenen un enorme poder erosiu. Durant el descens incorporen material de les parets de les vores i adopten de seguida una secció transversal en forma de V. L’aigua juga sovint un paper decisiu. Tal com sembla deduir-se d’observacions fetes a Comall Escur (capçalera de la Parcigola, Vallespir), la sortida brusca a l’exterior de l’aigua confinada que circula a través de dipòsits d’alteració, pot haver provocat un nínxol d’erosió inicial que, per efecte d’erosió remuntant, provoca la davallada brusca de gran part del vessant alterat. En altres casos, com els dipòsits morrènics de la capçalera de la Comalada (Vallespir), Senet (Ribagorça), Son del Pi (Pallars Sobirà) entre d’altres, el moviment s’origina per trencaments rotacionals que es fragmenten immediatament i, gràcies al fort pendent, s’escorren avall en forma d’allau. Les litologies més sensibles corresponen als dipòsits quaternaris de peudemont i d’alteració que es troben en pendents rostos. La desforestació és un factor clarament negatiu, i així la majoria d’aquests moviments neixen en feixes abandonades, àrees incendiades o zones de prat. Els corrents d’arrossegalls, sobretot els de petites dimensions, es troben àmpliament distribuïts per tots els Països Catalans, si bé a causa dels aiguats del 1982, les comarques del Berguedà, el Ripollès, el Solsonès i Andorra, entre d’altres, ofereixen nombrosos i espectaculars exemples.

Convé esmentar a part els dipòsits morrènics que, sens dubte, són els més inestables i ofereixen la major perillositat. Les morrenes laterals es troben penjades a altituds entre 300-500 m pel damunt de les principals valls pirinenques. Constitueixen dipòsits d’alguns milions de metres cúbics, als quals l’escorriment d’enormes masses que han de baixar per pendents o voltes superiors als 30°, confereix una enorme velocitat i un poder destructiu esfereïdor. Durant el present segle s’han produït gran quantitat d’allaus provinents d’aquests dipòsits, com ara davant d’Espui (Pallars Jussà) el 1907, amb obturació del Flamicell; Bono (Ribagorça) el 1937; conques de Vernet (Conflent) el 1940 i el 1970; Senet, amb l’obturació de la Noguera Ribagorçana i Llauset (Ribagorça), el 1963; Valarties (Vall d’Aran), amb danys a edificis, el 1963 i el 1975; Cabdella (Pallars Jussà), amb 3 morts; i Jou (Pallars Sobirà), amb danys a edificacions de la Guineueta, el 1982.

Algun cas representatiu

El cas de Senet

El cas de l’allau d’arrossegalls de Senet és un bon exemple de moviment fluïdal. Senet, al marge esquerra de la Noguera Ribagorçana, té al seu damunt dos dipòsits morrènics travessats per sengles barrancs, el de la Baixada i el de la Runada, al N i al S del poble respectivament, que es troben entre 350-400 m sobre el curs actual del riu.

Al peu dels barrancs es troben uns cons de dejecció que, com molts dels que es troben escampats pels Pirineus (Erill-la-Vall, la Guingueta, Espui, etc.), són el resultat de moviments en massa, més que no pas de l’acció torrencial. En efecte, l’agost de 1963, per raó d’unes fortes tempestes d’estiu, es va produir una allau (de l’ordre d’un milió de metres cúbics) que va obturar la Noguera Ribagorçana; el trencament de la presa formada va provocar estralls aigües avall, a la cubeta de Bono, fins al Pont de Suert, tot arranant els marges inferiors i terrasses.

Cal buscar-ne les causes, primerament, en l’excavació del llit del torrent, que per un costat augmentava l’alçada del talús i per l’altre el verticalitzava. A més, la infiltració de l’aigua al replà estructural format per dipòsits torrencials que s’acumulen darrera la morrena va influir en la formació i en el desenvolupament d’esquerdes circulars, amb posterior trencament. El canal de desguàs del barranc tenia una gran capacitat d’arrossegament a causa del fort pendent (26° al barranc de la Runada) i va permetre l’evaquació i el desplaçament ràpid de l’allau. A hores d’ara (1985) els materials es troben en unes condicions d’estabilitat precàries, car presenten nombroses esquerdes i petits despreniments locals, amb cert perill potencial d’obturació del riu.

Els moviments complexos

Els moviments de vessant més voluminosos que es poden observar als Països Catalans no poden ser explicats per un únic mecanisme de trencament. Quan es mobilitzen centenars de milers o milions de metres cúbics de terreny, el comportament no sol ser homogeni. Així, si es produeix un lliscament rotacional, la mateixa empenta de la massa moguda indueix a desplaçar el peu cap avall i aquest pot fer-ho seguint altres mecanismes de moviment. La tipologia dels moviments complexos és molt ampla, tant com les possibles combinacions de moviments senzills. Alguns exemples mostraran aquesta varietat.

Els moviments roto-translacionals

Bàsicament es tracta d’un esllavissament seguint una superfície sovint preexistent (pla d’estratificació, pla de falla, esquistositat), que en capçalera es tradueix en una rotació. Si els mecanismes translacionals senzills no eren gaire abundosos, tampoc no ho són els complexos, que en realitat necessiten els mateixos condicionants per a produir-se.

Els moviments rotacionals amb fluxió

Són sens dubte els més característics i abundants dels que hem anomenat moviments complexos. A més, és dins d’aquest grup on s’han identificat els de magnitud més gran, com és el cas de Canillo (Andorra), d’edat desconeguda i un volum afectat de l’ordre de 100 milions de metres cúbics, que al seu moment obstruí la vall de la Valira d’Orient. Pels mateixos motius que s’han esmentat en parlar dels lliscaments rotacionals simples, aquests fenòmens es produeixen preferentment en sòls lutítics o en massissos rocosos intensament fracturats. Tant és així que les litologies susceptibles de donar rotacions amb fluxió, poden resumir-se en tres: formacions lutítiques, massissos metamòrfics (esquists i pissarres), i alternances de margues, gresos o calcàries (ritmites).

Les formacions lutítiques no es poden deslligar dels moviments rotacionals senzills i apareixen a les mateixes formacions i llocs, si bé cal una formació lutítica potent per a desenvolupar grans moviments i inestabilitzar un vessant de forma generalitzada. Les argiles i gresos garumnians són molt susceptibles. A Sant Salvador de Toló (Pallars Jussà), l’any 1962, el peu d’un flux va desplaçar la carretera de Tremp a Artesa, com també es tallaren les carreteres a can Matella (Fígols), o al torrent dels Esquers (Ber guedà). Però no es poden oblidar altres formacions, com les lutites miocèniques, com ara al Mas Jordà de Benillup (Alcoià).

Els exemples d’esquists i pissarres es concentren als Pirineus, que és on es troben els afloraments de roques metamòrfïques més extensos i la pluviometria més alta. Es desconeix quan es van formar alguns d’ells, com ara el ja esmentat de Canillo (Andorra), o els del peu de la serra Cavallera, a Pardines, i voltants de Camprodon (Ripollès). D’altres, en canvi, encara són actius, com a Llavorsí (Pallars Sobirà), que el 1907 barrà la Noguera Pallaresa i de fet no ha deixat de moure’s tot aquest temps; el darrer cop fou el 1982. El del Pont de Bar (Alt Urgell) correspon a un antic moviment que al seu moment també va tallar el riu Segre, de la qual cosa són testimonis els dipòsits de sedimentació tranquilla que afloren aigües amunt; el novembre de 1982 es va revifar, tot afectant la carretera i el poble, ajudat per la sapa lateral del Segre. Afavoreix la inestabilitat de les formacions amb alternances de margues, gresos i calcàries la fina estratificació que presenten (20-30 cm de gruix), el contrast litològic (margues toves impermeables amb gresos durs i porosos) i la diàclasi, que sol ser una via de penetració fàcil de l’aigua de pluja. En són exemples el Tossal Cornells, a Torre de Tamúrcia o Sant Martí de Canals (Pallars Jussà), la Pobla d’Arenós (Alt Millars), amb les margues i calcàries de l’Aptià, els moviments de Benimantell (Marina Meridional) i Penàguila (Alcoià) al "flysch" (Senonià i Lutecià, respectivament). Sa Païssa i sa Caixota (Eivissa), amb calcàries i margues cretàcies, la Punta dels Gats i Biniarroi (Mallorca), el primer el 1974, el darrer amb moviments el 1721, el 1816 i el 1857 que afectaren margues i calcàries oligocenes, posen en evidència que es tracta d’una de les formacions litològiques més inestables i problemàtiques per a l’estabilitat de vessants als Països Catalans.

Els moviments rotacionals amb formació de colades de fang

Les colades de fang són moviments molt espectaculars per l’impacte visual que produeix l’observació d’una autèntica llengua que es desplaça i s’escampa. Són fenòmens que és produeixen exclusivament en terrenys argilosos; calen, a més, però, algunes condicions que no són sempre fàcils de trobar. La Coma (Solsonès), Gósol (Berguedà), Sant Cerni (Pallars Jussà), el riu Morrón (Alt Millars) en són exemples típics; la característica comuna a tots ells és que presenten un moviment rotacional a la capçalera, fet de cabdal importància, ja que les colades tenen llur origen al peu de les esmentades rotacions. Al peu, la compressió del terreny és gran i pot generar uns nivells piezomètrics elevats a l’aigua intersticial confinada, suficient per a proporcionar una empenta cap a fora que mobilitzi el material argilós. La fragmentació produïda pel moviment facilitaria la barreja íntima amb l’aigua (cal no oblidar que es formen en èpoques de fortes pluges) i l’aparició d’un llot que seria el motor que permet de continuar el moviment.

Alguns casos representatius

Són diversos els exemples que poden aportar-se relatius a moviments de natura complexa referits als Països Catalans, tant de tipus roto-translacional, com de tipus rotacional amb fluxió, com de tipus rotacional amb formació de colada de fang.

El cas de Puigcercós

Puigcercós és un petit nucli al S de Tremp (Pallars Jussà) que va haver d’abandonar el seu emplaçament inicial pel perill que suposaven per als edificis les esquerdes aparegudes arrel d’un moviment de rotació amb translació ocorregut a la darreria del segle passat. El poble estava al cim d’un turó de calcàries i lutites calcàries de l’Ilerdià, per sota les quals apareixen les argiles i els gresos vermells de fàcies garumniana. El conjunt es troba cabussant lleugerament (12-14°) cap a ponent.

Seqüència de perfils corresponents al lliscament de Puigcercós (Pallars Jussà).

Maber, original de l’autor.

Després d’alguns moviments premonitoris el maig de 1857 i l’agost de 1863, que havien produït un tallat de 30 m d’alçada, però poc extens, el 13 de gener de 1881 se’n produí un altre de més important que originà un cingle de 50 m d’alçada i més de 150 m de llarg. El gruix de la massa va lliscar aprofitant la disposició estructural favorable que cabussa cap el barranc d’Espona, fragmentant-se en el seu desplaçament, com pot deduir-se de la morfologia ondulada que n’ha resultat. A la capçalera resta una ampla plataforma amb els estrats inclinats cap el pla de fractura (cap a l’E) que ha estat reomplerta per petits despreniments posteriors. Com a resultat de la translació, el barranc d’Espona es va obturar, tot originant aigües amunt una potent acumulació de dipòsits llimosos i sorrencs que han reblert el fons de la vall i que són erosionats actualment. El fenomen es ya produir coincidint amb pluges intenses. L’aigua d’infiltració de les esquerdes obertes en els moviments anteriors devia augmentar les pressions intersticials, mentre que l’erosió lateral del peu del vessant pel corrent devia descalçar el talús. No hi va haver impediment, doncs, perquè aprofitant l’estructura favorable dels estrats es mobilitzés tot el conjunt.

El cas de la Pobla d’Arenós

Tot el sector de la conca del Millars pròxim a la frontera amb Terol ofereix una gran quanti tat d’exemples d’inestabilitat de vessants que van des dels simples despreniments localitzats en cingles calcaris, fins als enormes moviments complexos de l’ordre del milió de metres cúbics que podem veure a les rodalies de la Pobla d’Arenós (Alt Millars). Durant els aiguats del 1957, algunes cases d’aquest poble i la mateixa carretera d’accés es van esquerdar i va caldre enderrocar-les. Aigües amunt de la Pobla d’Arenós, a 1 km aproximadament, al marge esquerre del Millars, es troben els dipòsits d’un gran moviment rotacional que obliga el riu a efectuar un revolt. El moviment, de tipus rotacional amb fluxió, que es devia produir entre el 1880 i el 1890, va obturar el riu en el seu moment, com pot comprovar-se amb l’observació dels dipòsits de sedimentació tranquilla (sorres i llims) que afloren al seu darrera. El perill d’anegament de la vall impel·lí els veïns a obrir un nou pas per al riu, a través de la presa. La superfície ocupada és de l’ordre de 50 ha i el desnivell entre el peu i la capçalera és de 300 m.

Perfil del moviment de la Pobla d’Arenós (Alt Millars), en el qual s’aprecien les diverses plataformes formades.

Ricardo Génova, original de l’autor.

A les parts baixes del vessant es troba l’Aptià, que presenta un nivell de margues amb intercalacions calcàries, damunt del qual reposen calcàries compactes en bancs potents. Discordantment, i formant la mola de dalt de tot, es troben les calcàries tovàcies compactes blanques i conglomerats del Terciari. El pla de cisalla s’ha produït al nivell d’alternança de margues i calcàries de l’Aptià inferior. El moviment descendent de la capçalera de rotació ha provocat l’esquerdament de les calcàries que hi jeien al damunt, que van ser arrossegades a cotes inferiors, donant lloc a un esgraonament de petites formacions calcàries que en superfície apareixen molt fracturades. La rotació s’ha traduït també per la forma semicircular del cingle calcari d’edat terciària, el qual presenta encara nombroses esquerdes, de fins i tot alguns metres. La baixa resistència dels materials del peu de la rotació de constitució margo-calcària ha fet que aquests es fragmentessin durant el moviment i es barregessin amb les calcàries suprajacents, baixant tot el conjunt vessant avall. El resultat han estat uns dipòsits d’aspecte caòtic, on els blocs calcaris del cingle terciari apareixen a les cotes més baixes de la vall.

El conjunt té una relativa estabilitat, si bé localment l’acció de sapa del riu ha provocat despreniments i esllavissades recents en aquests dipòsits.

El cas de la Coma

La capçalera del riu Cardener aigües amunt de Sant Llorenç de Morunys (Solsonès) presenta símptomes d’haver sofert nombrosos casos d’inestabilitat dels seus vessants. A les rodalies del nucli de la Coma, la morfologia plena de replans i escarpats constituint una mena d’"olles" n’és un indicador clar. El substrat és constituït per argiles verdes, amb nivells de gresos, fracturats i permeables, coronats a la part superior del vessant per nivells calcaris, corresponent tot el conjunt a l’Ilerdià. El cingle calcari ha proporcionat al llarg del temps, per processos de gelifracció, el material que constitueix les tarteres que recobreixen el vessant i la formació lutítica. Aquesta formació superficial té un gruix de 7-8 m a la zona del moviment i presenta una gran permeabilitat en superfície; el contingut en matèria argilosa augmenta a les parts inferiors.

La nit del 7 al 8 de novembre de 1982 es va produir una petita allau d’arrossegalls, que baixant per una rasa i amb gran terrabastall va topar contra dos habitatges del capdavall del vessant, sense més conseqüències. Aquest moviment devia tenir el seu origen en la formació superficial de graves i blocs calcaris. El matí del dia 9, del peu d’un moviment rotacional-translacional que s’havia produït ajudat per l’aportació d’aigua a través dels gresos, va començar a baixar una llengua de fang, arrebossada superficialment amb els blocs de la tartera. Després de 9 hores de descens i d’haver destruït els dipòsits del subministrament d’aigües, es va aturar a pocs metres de les edificacions. El canvi de pendent al peu del vessant i el fet d’obrir-se lateralment seguint els prats foren el fre del moviment, de manera que el material que continuava essent aportat s’anava acumulant en successius lòbuls fins a la definitiva estabilització.

El cas de Fornalutx

L’àrea de Fornalutx es troba pròxima a Sóller, dins la Serra de Tramuntana de Mallorca. Les inestabilitats de la zona són conegudes des de fa temps a dos llocs concrets: als torrents de Fornalutx i de Marroig, ambdós al vessant W de la serra d’Alfàbia.

El conjunt constitueix un anticlinal tombat i fallat on apareixen materials margosos i calcaris del Keuper i del Triàsic indiferenciat, amb intrusions de roques eruptives. Al torrent de Fornalutx els moviments es produeixen a un vessant de 30° d’inclinació, que es verticalitza al seu peu fins a assolir els 70°. El terreny és constituït per un peudemont amb blocs de calcàries, roques eruptives i paquets de margues del Keuper. La superfície afectada té cap a 300 m d’amplada a la base i 150 a la capçalera, i una llargària de 160 m. El poble de Fornalutx es troba al davant d’aquesta zona al vessant oposat.

L’angle de fricció d’aquests materials és relativament baix (17°), i el nivell freàtic és molt pròxim a la superfície, a 1 o 2 m a l’època seca; arriba a tallar el relleu en èpoques de pluges, fins a donar lloc a albellons (petites surgències). S’han produït moviments rotacionals amb reptadó, sobretot a la part inferior, per l’erosió del peu de talús per part del torrent. El descalçament lateral fa que, a més, tot el conjunt experimenti una reptació generalitzada que es manifesta amb el corbament dels troncs dels arbres i que indica, al mateix temps, l’antigor del moviment.

Un quilòmetre més amunt, es troben al Marroig, que a les mateixes formacions han anat produint desplaçaments coneguts, si més no des del 1924. En el cas de Fornalutx, el problema s’ha resolt amb el drenatge del material que permet rebaixar els nivells freàtics i estabilitzar-los. A la part inferior, es va construir un mur amb contraforts, que aguanta l’empenta del terreny i evita la sapa del torrent.

Síntesi de les observacions efectuades

No és senzill d’arribar a conclusions generals, quan en la immensa majoria de moviments identificats no es coneix ni tan sols la data en què es van produir, i fins quan se sap, la manca de dades sobre el nivell inicial de l’aigua subterrània, de la cohesió i resistència del terreny al pla de trencament, de la sobreexcavació que s’hagi pogut produir, etc., al moment d’iniciar-se el moviment deixa sense eines de treball tota anàlisi posterior. Molta feina resta a fer encara en la identificació de zones inestables i llur control amb instrumentació i seguiment. No obstant això, a grans trets, cal assenyalar la incidència de dos factors clau: l’efecte d’accions externes i les característiques litològiques.

Influència de les accions externes

Hi ha un conjunt de paràmetres dels talussos que es mantenen aproximadament constants en el temps o canvien a un ritme molt lent. L’alçada i angle del talús, la litologia i disposició estructural, la resistència del material poden considerar-se invariables. Altres paràmetres no sempre presents o que actuen amb intensitat variable poden ser els que inicien el mecanisme detrencament. La sismicitat té uns efectes clarament inestabilitzadors: una sacsejada sísmica pot provocar el desplaçament del component del pes de la massa inestable i incrementar les forces de cisalla sobre el pla de lliscament. Els casos d’Alcoi el 1620 i el 1945 en són un exemple i sembla que pot haver existit una relació entre un moviment sísmic amb epicentre a Oliana i alguns moviments produïts durant els aiguats del novembre de 1982, encara que això no s’ha pogut acabar d’establir del tot. Els terratrèmols de la sèrie olotina ben segur que van donar lloc a nombroses esllavissades, però no se’n tenen dades concretes.

La pluviositat és un altre factor cabdal. Els aiguats d’octubre del 1907, del 1937 i del 1940 als Pirineus, el de 1957 a la conca del Túria, els del setembre de 1962 i de 1971 al Vallès, o els de l’octubre i el novembre de 1982 al Xúquer i als Pirineus, a més de la formació de les catastròfiques avingudes, han deixat un reguitzell d’esllavissades de fort impacte en carreteres, camins, edificacions, feixes de conreu, prats, etc., de difícil avaluació. Molts altres moviments més localitzats també corresponen a tempestes d’àrea restringida.

Influència de la litologia

Sens dubte, el factor litològic és decisiu, ja que hi ha materials més susceptibles que altres a produir esllavissades. Molt poques formacions s’escapen de l’existència de moviments en condicions molt específiques. Així, un massís granític, que en condicions normals del clima mediterrani és un terreny estable que no presenta problemes, per damunt dels 2000 m pot produir despreniments per gelifracció. A part casos molt concrets, algunes formacions litològiques no tan sols són inestables, sinó que a grans trets és probable de predir el tipus de moviments a què poden donar lloc, si concorren tot un conjunt de circumstàncies favorables. Els despreniments i lliscaments translacionals solen ser característics de les formacions rocoses compactes, mentre que les rotacions solen reservar-se per a les formacions argiloses o els massissos rocosos molt fracturats. Les formacions superficials constituïdes per materials engrunats (colluvions, arrossegalls, morrenes) són més susceptibles de donar moviment de fluxió en diverses variants. Així, doncs, amb les reserves que ha de generar tota globalització, l’aflorament de les lutites del Keuper, les de fàcies garumniana o wealdiana, o les formacions tipus "flysch", han de constituir per elles mateixes un toc d’alerta per a l’estudiós o el tècnic interessat per aquesta temàtica, si bé no exclou que altres formacions localment puguin ser tant o més problemàtiques.