CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE EL … · No obstante, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la...

ILUSTRE COLEGIO OFICIAL DE GEÓLOGOS

CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE ELMINISTERIO DE MEDIO AMBIENTE Y EL COLEGIO

OFICIAL DE GEÓLOGOS PARA LA REALIZACIÓN DEESTUDIOS SOBRE LA PRESA DE ITOIZ

INFORME DE SUPERVISION DE LOS ESTUDIOS

Y ANÁLISIS DISPONIBLES SOBRE LA SEGURIDAD

DE LA PRESA DE ITOIZ

DICIEMBRE DE 2005


CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE ELMINISTERIO DE MEDIO AMBIENTE Y EL ILUSTRE COLEGIO

OFICIAL DE GEÓLOGOS PARA LA REALIZACIÓN DEESTUDIOS SOBRE LA PRESA DE ITOIZ

ÍNDICE GENERAL

INFORME

- MEMORIA RESUMEN

- PARTE I: Sismicidad en el entorno del Embalse de Itoiz

- PARTE II: Evaluación de la peligrosidad sísmica en Itoiz

- PARTE III: Condiciones de estabilidad de la ladera izquierda de la Presa de Itoiz

ANEXOS

- ANEXO I: Informe sobre la sismicidad registrada en la zona próxima a la Presa

de Itoiz

- ANEXO II: Informe sobre la sismicidad y la estabilidad de la ladera izquierda de

la Presa de Itoiz (Navarra)

- ANEXO III: Interpretación de los registros de piezómetros e inclinómetros de la

ladera izquierda de la Presa de Itoiz

- ANEXO IV: Relación de la documentación consultada

- ANEXO V: Datos básicos de la Presa de Itoiz


MEMORIA RESUMEN

CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE EL MINISTERIODE MEDIO AMBIENTE Y EL ILUSTRE COLEGIO OFICIAL DE GEÓLOGOS

PARA LA REALIZACIÓN DE UN ESTUDIO SOBRE LA SEGURIDAD DE LA PRESA DE ITOIZ

DICIEMBRE DE 2005

1


INTRODUCCIÓN

El presente Informe se redacta a petición del Ilustre Colegio de Oficial de Geólogos de

España (ICOG) quien recibió el encargo del Ministerio de Medio Ambiente (MIMAM) de

emitir un estudio sobre las condiciones de seguridad de la Presa de Itoiz, en el marco de un

Convenio de Colaboración MIMAM – ICOG de fecha 20 de junio de 2005.

El ICOG designó al Profesor Luis González de Vallejo para que formara una Comisión de

Expertos, con la supervisión del ICOG, que llevara a buen fin el Informe y se alcanzaran los

objetivos marcados por el MIMAM. En consecuencia, se procedió a formar la citada

Comisión, que fue aprobada por el ICOG, y que está constituida por los siguientes geólogos

colegiados y la colaboración de expertos extranjeros:

Presidente:

- D. Luis I. González de Vallejo. Geólogo. Dr. en Geología. Catedrático de

Ingeniería Geológica (U.C.M.). MSc. Ingeniería Geológica (IC).

Expertos nacionales:

- D. J. Angel Rodríguez Franco. Geólogo. Master en Ingeniería Geológica U.C.M.

- D. Juan Miguel Insúa Arévalo. Geólogo. Master en Ingeniería Geológica U.C.M.

- D. Julián García Mayordomo. Geólogo. Master en Ingeniería Geológica U.C.M.

Doctor en Geología.

- D. Alberto Mazariegos de la Serna. Geólogo. Prof. Titular de Geotecnia y

Cimientos y Geología Aplicada (UPM).

Expertos extranjeros:

- D. Ricardo Oliveira. Catedrático de Ingeniería Geológica (UNL). Dr. “Honoris

Causa” (UCM)

- D. Julián Bommer. Dr. en Ingeniería Sísmica (UL). Profesor Titilar de Riesgo

Sísmico (IC). Reader in Earthquake Hazard Assesment (IC)

UCM: Universidad Complutense de Madrid. UNL: Universidad Nova de Lisboa. UL: Universidad de Londres.IC: Imperial College of Science and Technology de Londres. UPM: Universidad Politécnica de Madrid.

2


El Informe consta de tres Partes y cinco Anexos, con los siguientes contenidos:

PARTE I: Sismicidad en el entorno del Embalse de Itoiz

PARTE II: Evaluación de la peligrosidad sísmica en Itoiz

PARTE III: Condiciones de estabilidad de la ladera izquierda de la Presa de Itoiz

ANEXO I: Informe sobre la sismicidad registrada en la zona próxima a la Presa

de Itoiz. (Julian J. Bommer).

ANEXO II: Informe sobre la sismicidad y la estabilidad de la ladera izquierda de la

Presa de Itoiz (Ricardo Oliveira).

ANEXO III: Interpretación de los registros de piezómetros e inclinómetros de la

ladera Izquierda de la Presa de Itoiz (Alberto Mazariegos).

ANEXO IV: Relación de la documentación consultada

ANEXO V: Datos básicos de la Presa de Itoiz

En cada una de las partes del Informe se detallan las conclusiones y recomendaciones

específicas a la temática analizada. Como prólogo del Informe se incluye una Memoria de

Conclusiones Generales, sin entrar en detalles técnicos ni profundizar en los argumentos,

aspectos que se recogen en el Informe. Su objetivo es facilitar la lectura de las principales

conclusiones alcanzadas y transmitirlas en un lenguaje más asequible a un mayor número

de interesados.

3


CONCLUSIONES GENERALES

Las conclusiones generales alcanzadas por la Comisión designada por el Ilustre

Colegio Oficial de Geólogos para dictaminar sobre las condiciones de seguridad de

la Presa de Itoiz en lo referente a la sismicidad y a la estabilidad de la ladera

izquierda son las siguientes:

1. Una vez analizados los estudios, informes y proyectos realizados durante las dos

últimas décadas para el Proyecto Constructivo y Puesta en Carga de la Presa de

Itoiz, en lo referente a la estabilidad de la ladera izquierda y la sismicidad, que

incluyen los aspectos geológicos, sismológicos, geotécnicos y de auscultación de la

ladera por inclinometría, extensometría y bases topográficas y red sísmica local,

referenciados en el Anexo IV del Informe, se manifiesta que dichos estudios,

informes y proyectos han sido realizados de acuerdo con los principios de labuena práctica y conforme al estado del conocimiento del momento de surealización. Así mismo, dichos estudios, informes y proyectos han cumplido los

criterios, especificaciones y normativas vigentes en dicho momento.

2. En relación a la sismicidad registrada en el entorno del Embalse de Itoiz, ésta

responde al concepto de sismicidad anticipada por el llenado del embalse. Este

concepto no implica que el embalse genere por sí mismo sismicidad, sino que

anticipa o desencadena un proceso de sismicidad natural.

En consecuencia, la sismicidad anticipada y la natural no tienen por qué diferiren cuanto a su magnitud, es decir, el terremoto anticipado por efecto del embalse

sería semejante al que en un futuro se produciría de forma natural.

Aunque la predicción del fenómeno sísmico aún no es factible, sí pueden tomarse

ciertas medidas frente a la posible aceleración del ciclo sísmico, limitando en la

4


medida de lo posible la velocidad de llenado y vaciado del embalse, adaptándose

siempre a las prescripciones del Programa de Puesta en Carga durante esta etapa

previa a la explotación.

3. En relación a las acciones sísmicas resultantes del “Estudio de RiesgoSísmico” de la Presa de Itoiz, incluidas en los proyectos de construcción de los años

1989 y 1992, éstas cumplen con las prescripciones técnicas de la normativavigente sobre construcción sismorresistente (Parte General de la NCSE-02) y sobre

seguridad de presas ante seísmos (artículo 18 del Reglamento Técnico sobre

Seguridad de Presas y Embalses).

Se ha comprobado que la acción sísmica propuesta para el periodo de retorno de

1.000 años (Terremoto de Proyecto) equivale a la acción sísmica del periodo de

retorno de 3.000 años (Terremoto Extremo) que resultaría de aplicar la NCSE-02

(Normativa Sismoresistente actualmente en vigor).

No obstante, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la Presa de Itoiz es mejorablerespecto a las metodologías actuales de análisis de la peligrosidad sísmica en

emplazamientos de infraestructuras relevantes. A este respecto se proponen las

siguientes recomendaciones dirigidas a incrementar y mejorar los datos disponibles

y emplear técnicas de análisis conformes con el conocimiento científico-técnico

actual:

- Se recomienda la instalación de al menos tres nuevos acelerómetros en

el entorno de la Presa de Itoiz. Uno de ellos debe emplazarse en campo libre

y sobre basamento rocoso a cierta distancia de la presa. Los otros dos deben

instalarse sobre la ladera izquierda, también en campo libre, uno en la parte

inferior y otro en la parte superior.

- Se recomienda la realización de un estudio de peligrosidad sísmica de

acuerdo con actuales metodologías de análisis de la peligrosidad sísmica

dentro de las labores de seguimiento y control del programa de puesta en

5


carga y funcionamiento a largo plazo de la presa. Este estudio estará

orientado a proporcionar la acción sísmica requerida para realizar un análisis

dinámico de la ladera y presa (espectros de respuesta de probabilidad

uniforme y/o acelerogramas reales del movimiento del suelo para diferentes

escenarios sísmicos). En el apartado I.5 y II.9 del Informe se detallan estos

aspectos.

4. En relación con las condiciones de estabilidad de la ladera izquierda, ésta ha

sido analizada diferenciando dos sectores en función de sus condiciones geológicas.

El primer sector comprende a la formación denominada megacapa rocosa y el

segundo corresponde a la denominada megacapa detrítica. Ambos sectores se

sitúan en la ladera izquierda de la cerrada. Las conclusiones alcanzadas son las

siguientes:

- Las condiciones de estabilidad de la megacapa rocosa sonindependientes de la explotación del embalse, pues no se ve afectada por

los procesos de llenado o desembalse, al situarse por encima de la cota de

máximo embalse.

- Del análisis detallado de los distintos factores geológicos, hidrogeológicos y

geotécnicos (apartado III.6) se concluye que la megacapa rocosa esestable, tanto en las condiciones actuales como ante posibles acciones

derivadas de la sismicidad o de las presiones intersticiales en el macizo

rocoso, de acuerdo con las hipótesis consideradas en este Informe.

- No obstante, se recomienda que los contenidos de los estudios geológicos y

geotécnicos e hidrogeológicos realizados para el proyecto y construcción de

la presa sean complementados con los siguientes trabajos que se

señalan a continuación y se detallan en el apartado III.7; durante el Programa

de Puesta en Carga y Fase de Explotación de la Presa:

6


• Instalación de una red inclinométrica complementaria a la actual.

• Instalación de piezómetros adicionales.

• Instalación de sistemas sónicos para detección de ruidos.

• Coordinación de los distintos sistemas de auscultación de forma que se

puedan establecer relaciones temporales entre los registros.

• Caracterización geomecánica de los materiales de la ladera izquierda

(megacapa rocosa) y de las superficies de contacto megacapa rocosa

y sustrato.

• Caracterización hidrogeológica de la megacapa rocosa.

• Estudio hidrogeológico de la ladera izquierda según se especifica en el

apartado III.7.

• Análisis de estabilidad de la ladera a partir de la información

complementaria citada para condiciones estáticas y dinámicas.

- En cuanto a las condiciones de estabilidad de la megacapa detrítica,

dichas condiciones se verán afectadas por las oscilaciones del nivel de

llenado del embalse, pues se encuentra en su mayor parte por debajo de la

cota de máximo embalse. Estas oscilaciones pueden ocasionarinestabilidades superficiales o de carácter local, asociadas a zonas de

mayor pendiente, o coincidiendo con los metros más superficiales del

depósito, sin embargo, sus consecuencias no afectarán a la seguridad ni al

normal funcionamiento de la presa.

- La ejecución de los trabajos complementarios expuestos en este Informe es

compatible y no limita el actual proceso de puesta en carga del embalse.


PARTE ISISMICIDAD EN EL ENTORNO DEL EMBALSE DE ITOIZ

INDICE

I.1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS...................................................................................... 1

I.2. ANTECEDENTES............................................................................................................. 2

I.3. MARCO GEOLÓGICO Y SISMOTECTÓNICO................................................................. 4

I.4. EVALUACIÓN DE LA POSIBLE RELACIÓN DE LA SISMICIDAD CON EL

LLENADO DEL EMBALSE DE ITOIZ ............................................................................... 7

I.4.1. Conceptos sobre la sismicidad relacionada con el llenado de embalses ................ 7

I.4.2. Indicadores y parámetros característicos de la sismicidad anticipada por

embalses......................................................................................................................... 13

I.4.3. Serie sísmica de Itoiz ............................................................................................. 15

I.4.3.1. Distribución temporal de la sismicidad ....................................................... 16

I.4.3.2. Distribución espacial de la sismicidad e interpretación sismotectónica ..... 19

I.4.3.3. Parámetros característicos de la serie sísmica de Itoiz ............................. 22

I.4.4. Discusión y conclusiones sobre la posible relación de la sismicidad con el

llenado del embalse de Itoiz............................................................................................ 25

I.4.5. Evolución de la sismicidad relacionada con el embalse de Itoiz............................ 28

I.5. CONCLUSIÓN Y RECOMENDACIONES....................................................................... 31

I.6. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................................................... 33

Parte I. Sismicidad en el entorno del embalse de Itoiz 1

PARTE PRIMERA

SISMICIDAD EN EL ENTORNO DEL EMBALSE DE ITOIZ

I.1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

A partir del mes de septiembre de 2004, y coincidiendo con el primer llenado del embalse de

Itoiz, se ha registrado en la zona una notable actividad sísmica, que tuvo su máxima

expresión en el terremoto del 18 de septiembre de 2004, con una magnitud de 4.6 mb(Lg)1.

Dada la proximidad al embalse de los epicentros y la coincidencia en el tiempo con su

llenado, se realizaron varios informes (ver Anexo IV) que evaluaron la posible relación de la

sismicidad con el llenado del embalse, así como sus implicaciones en la estabilidad de la

ladera izquierda situada justo aguas arriba de la cerrada.

El presente capítulo tiene por objetivo analizar la posible relación entre la ocurrencia de la

serie sísmica de Lizoáin de septiembre de 2004 con el llenado del embalse de Itoiz, a partir

de la revisión exhaustiva de los informes realizados hasta la fecha sobre todos los aspectos

relacionados con la sismicidad y sismotectónica del entorno del embalse. Las conclusiones

que aquí se exponen integran los datos y experiencias aportados por los autores de los

informes analizados, todo ello contrastado con el estado actual del conocimiento sobre los

diferentes aspectos contemplados, y bajo el criterio científico y técnico de los autores

firmantes del presente informe.

1 La magnitud mb(Lg) es la magnitud de ondas de cuerpo calculada a partir de las máxima amplitud de las ondas Lg. Este es eltipo de magnitud más utilizada por el Instituto Geográfico Nacional.


I.2. ANTECEDENTES

Se han examinado cinco informes y un trabajo de investigación realizados hasta la fecha

sobre sismicidad y sismotectónica relacionados con el embalse de Itoiz. Dichos documentos

se encuentran listados en el Anexo IV.

El primer informe sobre esta temática es el realizado en diciembre de 2004 por el Dr. García

Yagüe con el título “Análisis de la sismicidad registrada en el entorno de la presa de Itoiz

(Navarra)”, en el que basándose en la comparación de la sismicidad de Itoiz con varios

aspectos y parámetros obtenidos en casos de sismicidad relacionada con el llenado de

embalses reconocidos a nivel mundial, define la sismicidad del entorno de Itoiz como un

fenómeno natural no relacionado con el llenado del embalse.

El siguiente informe lo realiza el Dr. Rueda Núñez en enero de 2005, y lleva por título

“Informe sobre los terremotos ocurridos en Itoiz (Navarra) en septiembre de 2004”. Este

autor compara la sismicidad habitual en la zona con la serie de septiembre de 2004. En su

conclusión ni confirma ni niega la posibilidad de que sea sismicidad relacionada con el

llenado del embalse, pero parece que se decanta más por que sea un “fenómeno natural” no

relacionado con el embalse.

En Febrero de 2005, el Dr. García Sansegundo realiza un informe con el título “La estructura

geológica del entorno del embalse de Itoiz (Navarra)”. En este informe se expone una

detallada interpretación de la estructura geológica del entorno, para concluir relacionando

directamente la sismicidad con el llenado del embalse.

En el mismo mes de Febrero de 2005, de forma paralela el Dr. Casas Sainz realiza un

extenso informe con el título “Sismicidad Inducida por el Embalse de Itoiz”, en el que

después de revisar diferentes aspectos teóricos sobre la sismicidad relacionada con el

llenado de embalses, destaca las similitudes de la serie sísmica de septiembre de 2004 con

los casos reconocidos a nivel mundial. Así mismo, realiza una interpretación tectónica para

dicha serie.


El siguiente informe fue el realizado en marzo-abril de 2005 por el Dr. Herraiz Sarachaga, y

que lleva por título “Sismicidad inducida por embalses. Una aproximación al estado del

conocimiento”. En este informe no se llega a ninguna conclusión referente al caso de Itoiz.

Como bien dice en el título, se limita a hacer una completa e interesantísima recopilación del

estado del conocimiento en cuanto a sismicidad relacionada con el llenado de embalses.

Por último, y aunque no es un informe en sí, se ha examinado el trabajo presentado en

forma de póster en la European Geophysical Union en abril de 2005 por un equipo integrado

principalmente por personal del Departamento de Geofísica y Tectónica del Instituto de

Ciencias de la Tierra Jaume Almera (CSIC) y también del Departamento de Geología de la

Universidad de Oviedo. El título de este trabajo es: “Aftershocks Series Monitoring of the

September 18, 2004 4.6 Lg Earthquake at Western Pyrenees: a case of Reservoir-Triggered

Seismicity?” “Análisis de la serie de réplicas del terremoto del 18 de septiembre de 2004 de

magnitud 4.6 (Lg) en los Pirineos Occidentales: ¿se trata de un caso de sismicidad

anticipada2 por embalses?”. En este trabajo se analizan los datos procedentes de 13

sismógrafos portátiles instalados por el CSIC en el entorno del embalse tras el terremoto

principal del 18 de septiembre de 2004. No afirman de manera explicita que se trate de un

caso de sismicidad relacionada con el llenado del embalse, pero hacen destacar aspectos

que apoyan esta teoría.

2 El concepto definido en inglés por reservoir-triggered seismicity se ha traducido al castellano en este informe como“sismicidad anticipada por embalses”. En el apartado I.4.1 del presente informe se realiza una descripción detallada de dichoconcepto, la diferencia con el termino sismicidad inducida, y la justificación de su uso.


I.3. MARCO GEOLÓGICO Y SISMOTECTÓNICO

El embalse de Itoiz se encuentra ubicado dentro de la denominada Zona Surpirenaica, que

forma parte de la zona externa de la Cordillera Pirenaica, cuya Zona Axial se encuentra más

al norte (Figura I.1).

Figura I.1. Entorno geológico regional del embalse de Itoiz (Tomada de Varnolas y Pujalte, 2004). La estrellamarca la ubicación del embalse de Itoiz al Este de Pamplona.

Los materiales que afloran en la zona son, en su práctica totalidad, de edad Terciaria. Se

trata de depósitos principalmente turbidíticos de margas y areniscas con intercalaciones de

paquetes calcáreos. Todos estos materiales se encuentran plegados y afectados por

cabalgamientos de vergencia sur. Estos cabalgamientos involucran el zócalo paleozoico y

fueron formados como consecuencia de la compresión alpina producida por la convergencia

de las placas africana y euroasiática. La cobertera de materiales mesozoicos y terciarios

tiene varios niveles de despegue, especialmente el Triásico Superior (Keuper). La zona del

embalse se encuentra en uno de los grandes anticlinorios asociado a un cabalgamiento que

se encuentra a 4 km de profundidad afectando al basamento paleozoico. Esta superficie ha

sido detectada por sísmica de reflexión y por el sondeo Aoiz-I (4200 m de profundidad). Este


cabalgamiento es el denominado por diferentes autores como Oroz-Betelu (continuación del

cabalgamiento de Guarga), Aoiz o de Gavarnie, y tiene, como la mayoría de las estructuras

de la zona, una dirección N100-110E. El eje del anticlinorio asociado a este cabalgamiento

tiene en este sector una inmersión regional hacia el Oeste, ya que se encuentra muy

próximo a la terminación occidental del cabalgamiento. Esto hace que los pliegues menores

dentro de la gran estructura presenten también sus ejes con la misma inmersión hacia el

Oeste, como es el caso del anticlinal sobre el que se sitúa la cerrada de la presa, que

condiciona el buzamiento de las capas en esta dirección.

También se ha descrito en el entorno del embalse fallas de movimiento normal. Alguna de

estas fallas ha sido cartografiada en superficie (IGME, 1978a; IGME, 1978b; Gobierno de

Navarra, 1994a, 1994b, 1997) donde aparecen con dirección aproximada N90-110E y

buzamientos altos. Entre ellas destaca por su longitud cartografiada (>20 km) la Falla de

Monreal, situada unos 20 km al sur de la cerrada del embalse. Por otro lado, también se han

descrito fallas normales en el entorno regional en base a mecanismos focales y al análisis

poblacional de fallas realizado para el proyecto SIGMA (CSN, 1998). En este proyecto, en el

que se presenta la distribución de tensiones recientes y actuales en la Península Ibérica, se

considera que la zona está sometida a un tensor de esfuerzos con el esfuerzo máximo

principal (σ1) muy próximo a la vertical, y clasifica la zona como una zona entre extensiva-

direccional y, simplemente, extensiva. Esta disposición de esfuerzos es coherente con los

datos de mecanismos focales de falla normal considerados en el Mapa de Esfuerzos

Mundial (World Stress Map: Reinecker et al., 2005).

Respecto a la distribución de la sismicidad en la zona en relación con las estructuras

tectónicas, hay que decir que no se aprecia ninguna relación clara. No obstante, hay que

destacar que resulta muy complicada cualquier estimación de este tipo dadas las

características de moderada sismicidad de la zona. De lo que sí se puede hablar es de la

ocurrencia de más del 95% de la sismicidad en una franja de profundidades hasta los 12 km

(Figura I.2), lo cual es compatible con la condición de fragilidad de la corteza sismogenética

(Scholz, 1990).


Distribución de la sismicidad con la profundidad

57

89

237

633

45

22

1

11

0 5 10 15 20 25

1Pr

ofun

dida

d (k

m)

Numero de eventos

0

10

15

20

25

30

55

Figura I.2. Distribución de la sismicidad con la profundidad en el entorno sismotectónico del embalse de Itoiz.(Datos del IGN)

Hay que destacar la importante cantidad de eventos con un valor de profundidad de 5 km.

Este valor no tiene ningún significado sismotectónico. Se trata de un valor muy repetido en

el registro sísmico de toda la península Ibérica relacionado con el método de localización

empleado.

En cuanto a la sismicidad de la zona, el IGN la considera como “moderada”. A nivel regional,

existen registros de intensidad hasta VIII (Martes, Huesca, 1923) y magnitudes de hasta 4.5

mb (Puente la Reina, Navarra, 1982). En el entorno más cercano al embalse (menos de 10

km) se han registrado, según el IGN, 12 eventos de intensidad IV y magnitud hasta 2.6 mb.


I.4. EVALUACIÓN DE LA POSIBLE RELACIÓN DE LA SISMICIDAD CON EL LLENADODEL EMBALSE DE ITOIZ.

I.4.1. CONCEPTOS SOBRE LA SISMICIDAD RELACIONADA CON EL LLENADO DEEMBALSES.

En primer lugar, es importante definir la terminología asociada a este fenómeno. En la

casuística mundial clásica es habitual encontrar la denominación de “sismicidad inducida”

(induced seismicity) para definir la sismicidad asociada a la puesta en carga y actividad de

un embalse. No obstante, el término más aceptado actualmente en la literatura

especializada es el de triggered seismicity (Simpson, 1986; Gupta 2002; McGarr et al. 2002;

entre otros muchos), que se podría traducir por sismicidad desencadenada o sismicidad

anticipada. El término de sismicidad inducida sigue utilizándose para aquellos procesos en

los que la liberación de energía es directamente proporcional a la variación de esfuerzos

introducida en el terreno, como sucede con la sismicidad asociada a la extracción o

inyección de fluidos. Con el término sismicidad anticipada se describe más adecuadamente

el fenómeno por el que la acción del llenado de un embalse desencadena una serie sísmica

asociada a una falla que se encuentra en el límite de rotura (Figura I.3). El embalse aporta

una variación mínima a la tensión de la corteza en comparación con los esfuerzos tectónicos

y gravitatorios que encontramos en el terreno, por lo que el embalse solamente acelera el

ciclo sísmico, y en el peor de los casos, desequilibra el estado tensional si éste se encuentra

en el límite de equilibrio frente a la rotura. Es decir, un embalse por sí mismo no genera

sismicidad (a excepción de una mínima microsismicidad), lo que hace es desencadenarla o

anticiparla.


Figura I.3. Esquema de variación de los esfuerzos con el tiempo en una zona de falla. La línea intermitentemuestra el ciclo sísmico natural. La caída de esfuerzos (∆S) de un terremoto es recuperada durante el periodointersísmico RT. Cuando se alcanza el nivel de rotura y se produce un terremoto, el ciclo se inicia de nuevo. Si seintroduce un cambio en el nivel de tensiones (β∆S), por ejemplo con un embalse, el tiempo del periodointersísmico se reduce (βRT). Si el incremento de tensiones se produce muy cerca del límite de rotura, al final delciclo intersísmico, se desencadena la rotura anticipadamente. (Modificada de Simpson, 1986).

Por lo tanto, la sismicidad anticipada por un embalse y la sismicidad “natural” de una zona

no tienen porqué diferir en cuanto a magnitud. Es decir, el terremoto anticipado por un

embalse es el mismo que se produciría en el futuro de forma “natural” si no se hubiese

introducido una variación de esfuerzos de origen antrópico.

La sismicidad que se pueda asociar al llenado de un embalse depende principalmente de las

características del entorno sismotectónico en el que se encuentre el embalse, es decir, de

los esfuerzos existentes en la corteza sismogenética y de las fallas presentes en la zona

(Gupta, 2002). No obstante, la altura de la presa y el volumen embalsado influyen en este

proceso (Baecher y Keeney, 1982). Cuanto mayor sean las dimensiones del embalse, mayor

es el incremento de esfuerzos y mayor es el número de fallas afectadas y, por lo tanto, más

posibilidades hay de que se genere sismicidad anticipada.

En cuanto a los mecanismos por los cuales una falla es llevada a su límite de rotura en

relación con el llenado de embalses, se apuntan los siguientes factores, ya sean

independiente o conjuntamente:

• Aumento de los esfuerzos totales en la zona de falla como respuesta elástica a la

carga que supone el peso del agua embalsada.


• Aumento de la presión intersticial debida a la disminución de la porosidad por

compactación que se genera en rocas saturadas como respuesta elástica al aumento

de carga de agua.

• Aumento de la presión intersticial producida por la filtración procedente del agua del

embalse, que genera una variación en el nivel de la columna de agua del terreno.

Cualquiera de estas variaciones afectan a la relación que existe entre esfuerzos de cizalla

(τ) y esfuerzos normales (σn) según el modelo de rotura de Mohr-Coulomb, y que viene

definida por la ecuación:

τ = c + (σn-u)·tgϕ

donde u es la presión intersticial, y c y ϕ los parámetros resistentes de la falla, siendo c la

cohesión y ϕ el ángulo de rozamiento interno. Bajo esta relación la rotura se alcanzará por

dos razones principalmente3: (1) Aumento de la presión intersticial (∆u), y/o (2) por aumento

de la relación entre el esfuerzo de cizalla y el esfuerzo normal (∆τ/σn).

Aplicando este modelo de rotura, es importante distinguir en qué estado tensional y qué tipo

de fallas son susceptibles de ser afectadas por el embalse. La orientación de las falla

respecto a los esfuerzos es fundamental para entender las variaciones de la relación τ/σn.

(Figura I.4).

3 Se supone que los parámetros resistentes de la falla son constantes. En algún caso se ha descrito la pérdida de cohesión porlavado del material arcilloso que rellena las fallas como factor de desequilibrio frente a la rotura, pero esto no es habitual.


Figura I.4. Efecto sobre las tensiones del llenado de un embalse en tres ambientes tectónicos diferentes: A) fallanormal, B) falla en dirección y D) cabalgamiento, y con la subida del nivel freático en cualquiera de ellos (C). Losdiagramas de Mohr muestran tres estados tensionales: uno inicial (INITIAL) en el que se reflejan únicamente lastensiones tectónicas (antes del llenado del embalse), otro transitorio (TRANSIENT) en el que se representa elincremento de tensión total debido a la carga elástica del agua embalsada, y uno final (FINAL) en el que secombina la carga total con los efectos de la presión intersticial. Se considera el aumento del esfuerzo horizontalcomo un medio en respuesta elástica al incremento de tensión vertical. Obsérvese como en el caso D el círculode Mohr se aleja de la envolvente de rotura en el estado final. Los bloques diagrama muestran el tipo de falla y laorientación de los esfuerzos principales máximo (σ1) y mínimo (σ3). La dirección de las flechas muestra el valorrelativo al desviador respecto al esfuerzo principal intermedio (σ2) (Modificada de Jacob et al, 1979)

Esto se confirma con la conclusión de varios autores (Gupta et al., 1972) que encuentran

que la sismicidad anticipada por embalses es más propia de zonas con fallas normales y/o

en dirección o de desgarre, que en zonas de cabalgamientos, llegando a haber incluso algún

caso en el que el llenado de un embalse ha reducido la sismicidad de una zona con

cabalgamientos (Embalse de Tarbela –Pakistán. Jacob et al., 1979). Ver Figura I.4.

Pero no solo el proceso de llenado en sí es el desencadenante de la sismicidad. Se han

descrito varios casos en los que la sismicidad registrada se ha visto directamente

relacionada con la velocidad de llenado y vaciado de embalse. En el caso de Nurek,

C

A B

D


Simpson y Negmatullaev (1981) describen como una rápida velocidad de llenado produce

un efecto estabilizador ficticio. Una vez que se para el proceso de llenado, se produce la

compensación de la presión intersticial, retardada respecto a la carga elástica por el lento

flujo de agua a través del macizo. Es entonces cuando se lleva el sistema al límite de

equilibrio, registrándose entonces un aumento de la sismicidad. Este efecto puede verse

representado los casos A y C de la Figura I.4. Con el proceso de vaciado ocurre justo el

efecto contrario. Un vaciado rápido produce una situación de inestabilidad transitoria

generadora de sismicidad que se ve estabilizada con la bajada ralentizada de la presión

intersticial al final del proceso de vaciado (Figura I.5). Este efecto estabilizador se ve

incrementado por el consecuente ciclo de llenado del embalse.

Por otro lado, Simpson et al, (1988) distinguen la sismicidad en función del periodo de

tiempo transcurrido tras el llenado del embalse. Así, a la sismicidad ocurrida en un corto

intervalo de tiempo (menos de un año) la denominan sismicidad de respuesta rápida, y le

asignan una influencia más importante de los efectos de la carga elástica debida al peso del

agua embalsada. Esta sismicidad ocurre en las proximidades del embalse en niveles muy

superficiales (<10 km) y es de baja magnitud. Frente a este proceso se encuentra el

denominado de respuesta retardada, que puede ocurrir después de varios ciclos de llenado.

A esta sismicidad se le asigna una mayor importancia de la presión intersticial ocasionada

en el proceso de filtración, mucho más lento que la carga elástica que es instantánea, y por

lo tanto con un lapso de tiempo mayor (hasta varios años). En general, los casos de

sismicidad anticipada por embalses son una combinación de ambos procesos. Gupta (2002)

distingue un tercer tipo de respuesta sísmica denominada sismicidad continuada para

aquellos casos en los que la sismicidad perdura año tras año durante la vida del embalse.


Estado FinalVaciado rápidoEstado Inicial σ1vertical

Falla Normalτ

σ

Estado FinalVaciado rápidoEstado Inicial σ2vertical

Falla en direcciónτ

σ

σ3verticalFalla Inversa

Estado FinalVaciado rápidoEstado Inicialτ

σσ3i σ1iσ3vr σ1vr σ3f σ1f

τσ

φ

=c+’ tgn

τσ

φ

=c+’ tgn

τσ

φ

=c+’ tgn

c

c

c

φ

φ

φ

σ3i σ1iσ3vr σ1vr σ3f σ1f

σ3i σ1iσ3vr σ1vr σ3f σ1f

Figura I.5. Efecto desestabilizador durante el proceso de vaciado de un embalse. En cualquiera de los casos deestado tensional se observa como un vaciado rápido no permite la disminución de presión intersticial y el círculode Mohr se desplaza hacia la envolvente de rotura. Tras la disipación de la presión de poros se alcanza unestado final más estable que el inicial. Se considera la variación del esfuerzo horizontal como un medio enrespuesta elástica la variación de tensión vertical. En todos los casos se ha considerado que la disminución delesfuerzo total es 1/5 de la variación de la presión intersticial.


I.4.2. INDICADORES Y PARÁMETROS CARACTERÍSTICOS DE LA SISMICIDADANTICIPADA POR EMBALSES

Diferentes autores proponen una serie de indicadores y parámetros para determinar si la

sismicidad que se produce en una zona está asociada al llenado de un embalse o no. Estos

indicadores y parámetros están basados en la observación y análisis de numerosos casos

de sismicidad asociada a embalses en el mundo. No obstante, el estado de conocimiento

referente a este fenómeno no es lo suficientemente refinado como para utilizar un solo

indicador o parámetro para confirmar o descartar un caso de sismicidad anticipada por

embalses.

A continuación se muestra un listado de los indicadores y parámetros más utilizados (c.f.

Gupta, 2002; Gupta et al., 1972, Simpson, 1976):

1. Distribución espacial de la sismicidad:

a. En planta los epicentros se sitúan en el entorno de entre 20 y 25 km

(depende de los autores) alrededor del embalse.

b. En profundidad los hipocentros se sitúan en la franja que es susceptible de

ser afectada por el cambio de esfuerzos que supone la carga del embalse y el

aumento de la presión intersticial. Esta profundidad está estimada en menos

de 10 km para los procesos de respuesta rápida, y hasta 30 km en los de

respuesta retardada.

2. Coincidencia en el tiempo de la sismicidad y el llenado del embalse, con desfases

admitidos de hasta años en casos de respuesta retardada.

3. Localización del embalse en una zona de baja a moderada sismicidad.

4. Localización del embalse en un entorno sismotectónico con fallas normales o en

dirección (comparación con mecanismos focales, distribución espacial de réplicas,

orientación del tensor de esfuerzos, etc).

5. Parámetros relacionados con la distribución de réplicas y premonitorios de las series

sísmicas:

a. Características del parámetro b de Gutenberg-Richter:


i. El parámetro b de los premonitorios es mayor que el de las réplicas

(bprem>brepl)

ii. Los parámetros b tanto de réplicas como de premonitorios son

mayores que los de las series no asociadas al llenado de embalses en

la zona (bant>bnat.).

iii. Los parámetros b tanto de réplicas como de premonitorios son

mayores que el parámetro b regional (bant>breg).

b. Relación entre la magnitud de la mayor réplica (Mmax) y el evento principal

(M0):

i. Mmax/M0 es alta (cercana a la unidad) en comparación con las series

“naturales” no asociadas al llenado de embalses.

ii. M0 - Mmax es baja (<1). Este índice fue propuesto antes que el anterior,

pero con el tiempo los diferentes autores han preferido la relación del

punto anterior. Aun así, sigue siendo utilizado para comparar con los

casos descritos antiguamente.

c. El descenso en el tiempo de la ocurrencia de réplicas es baja, en

comparación con las series “naturales” no anticipadas. Para calcular el

parámetro que defina esta disminución se utiliza la fórmula: n(t) = n1·t-h, en la

que se relaciona el número de eventos (n) ocurridos en un periodo de tiempo

(t) en función de los parámetros n1 y h, que se consideran característicos de

la zona. El parámetro h es menor en el caso de sismicidad anticipada que en

el caso de series sísmicas no relacionadas con el llenado de embalses.

d. El patrón de distribución de premonitorios y réplicas en el tiempo se ajusta al

modelo Tipo II descrito por Mogi (1963). Figura I.6.


Figura I.6. Modelos de distribución de sismicidad según Mogi (1963). Tipo I: sin premonitorios, Tipo II conpremonitorios, y Tipo III sin terremoto principal. (Modificada de Mogi, 1963)

I.4.3. SERIE SÍSMICA DE ITOIZ

La sismicidad registrada en el entorno del embalse de Itoiz comenzó el 16 de septiembre de

2004. El evento de mayor magnitud, 4.6 mb(Lg), tuvo lugar el 18 de septiembre de 2004. A

fecha del 7 de Noviembre de 2005 se han registrado 276 eventos (según datos del Instituto

Geográfico Nacional).

El Instituto de Ciencias de la Tierra Jaume Almera del CSIC, que instalo una red de 13

sismógrafos portátiles inmediatamente después del terremoto principal, sitúa el número de

eventos sísmicos en más 300, sólo hasta diciembre de 2004. Esta discrepancia en el

número de eventos la atribuimos a los diferentes niveles de detección de cada una de las

redes sismográficas contempladas. Siendo la red del CSIC una red de mayor precisión, su

umbral de magnitud mínimo de detección es inferior al del IGN, y por tanto el número de

eventos registrados es mayor.

Por otro lado, el nivel de precisión en la localización de hipocentros es mayor en el caso de

los datos del CSIC, lo que es de gran utilidad para realizar interpretaciones sismotectónicas.

Para este tipo de interpretaciones, los datos del IGN hay que tratarlos con el adecuado

conocimiento de sus características4. La distribución, espaciado y tipología de la red de

sismógrafos del IGN están planteados para una óptima localización geográfica de la

4 En el informe presentado por el Dr. Rueda del IGN se muestra una buena práctica en el uso de los datos sísmicos, obteniendouna distribución de réplicas bastante concordante con la que obtienen con la red de sismógrafos portátiles del CSIC.


sismicidad a nivel nacional, pero no es adecuada para el detalle que se precisa para la

interpretación sismotectónica. Así, la localización tanto en planta como en profundidad

resulta muy complicada, y siempre se incluyen apreciables rangos de error, lo que hace que

la asignación de hipocentros a estructuras determinadas conlleve una importantísima

incertidumbre en la interpretación sismotectónica si no se aplican los filtros de error

adecuados. Además de este condicionante instrumental, hay que tener en cuenta los

condicionantes naturales. La moderada sismicidad que caracteriza a esta zona, implica la

ocurrencia de una escasa cantidad de eventos suficientemente precisos para realizar este

tipo de estimaciones con una mínima confianza, introduciendo importantes errores, sobre

todo en profundidad.

No obstante, el rango de tiempo de observación de la red del CSIC está más limitado que el

del IGN, ya que no incluyen datos con anterioridad al evento principal, ni del propio evento

principal, ni de los inmediatos posteriores. Tampoco presentan datos posteriores a diciembre

de 2004.

Por todo lo expuesto, en el análisis de la sismicidad que se realiza en este informe

consideramos los datos del IGN como más adecuados en todo lo relativo a distribución de

eventos y parámetros en el tiempo, mientras que en aquello que tenga que ver con la

distribución espacial consideramos más adecuados los datos del CSIC.

I.4.3.1. Distribución temporal de la sismicidad

La sismicidad registrada en el entorno del embalse de Itoiz tuvo el 18 de septiembre de 2004

su máxima magnitud (4,6 mb(Lg)), nueve meses después del inicio de la puesta en carga del

embalse, y unos 5 meses y medio después de alcanzar la máxima cota de embalse hasta la

fecha (Figura I.7).

En el gráfico de la distribución temporal de la sismicidad (Figura I.8) se puede observar

como el patrón de distribución de réplicas parece bastante constante hasta mediados de

abril de 2005, momento en el que se aprecia un importante aumento de registros. Una de las


explicaciones de este hecho es la incorporación en abril de 2005 de nuevos sismógrafos

instalados por el IGN en la zona, hace que se baje el umbral de detección, y que por lo tanto

se registren más eventos.

Figura I.7. Evolución de la sismicidad comparada con la curva llenado-vaciado del embalse hasta Noviembre de2005. Obsérvese como a partir de mediados Diciembre de 2004 hay un descenso en el número de eventos hastallegar a mediados de Abril de 2005. A partir de esta fecha además baja el umbral de magnitud mínimo dedetección debido a la instalación de nuevos sismógrafos por el IGN en la zona.

Relación entre la sismicidad y el llenado del embalse

0

1

2

3

4

5

ene-

04

feb-

04

mar

-04

abr-

04

may

-04

jun-

04ju

l-04

ago-

04

sep-

04

oct-0

4

nov-

04

dic-

04

ene-

05fe

b-05

mar

-05

abr-

05m

ay-0

5

jun-

05

jul-0

5

ago-

05

sep-

05

oct-0

5

nov-

05di

c-05

Mag

nitu

d m

b(Lg

)

500

510

520

530

540

550

560

570

Cota

(m)


Figura I.8. Distribución del número de eventos en el tiempo. Obsérvese como la curva de % acumulado cambiasu tendencia, teóricamente asintótica, a partir de mediados de Abril de 2005.

Sin embargo, y aunque el periodo de observación es aún muy corto, otro factor que ha

podido influir en la variación del número de registros es el efecto de la variación del nivel de

agua embalsada. El aumento de registros que se produce a partir de abril de 2005 podría

verse condicionado por el efecto desestabilizador retardado de la compensación de

presiones intersticiales debido al llenado del embalse, al que habría que sumar el del

vaciado que se produce a partir de julio de 2005 (Ver Figura I.7). Siguiendo este

razonamiento, a mediados de diciembre de 2004 se aprecia una disminución de la

sismicidad que coincide con la aceleración del llenado del embalse.

En nuestra opinión, la serie sísmica asociada al evento principal del 18 de septiembre de

2004 se puede ver afectada por el cambio de las condiciones de agua embalsada (al menos

a nivel teórico), por lo que para la evaluación de la posible relación de la sismicidad con el

llenado del embalse, en los apartados sucesivos únicamente se tendrá en cuenta la serie

que comprende desde septiembre de 2004 hasta diciembre de 2004, ya que es la única

serie susceptible de ser analizada bajo los parámetros establecidos en el apartado I.4.2.

Distribución del nº de eventos con el tiempo

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

sep-

04

oct-0

4

nov-

04

dic-

04

ene-

05

feb-

05

mar

-05

abr-0

5

may

-05

jun-

05

jul-0

5

ago-

05

sep-

05

oct-0

5

nov-

05

Fecha

Frec

uenc

ia

0%

10%

20%

30%

40%

50%

60%

70%

80%

90%

100%

% a

cum

ulad

o

Frecuencia % acumulado

Inflexión en la curva de % acumulado.Cambio de patrón de sismicidad


Por lo tanto, la serie sísmica principal se compone de un evento de 4.6 mb(Lg), seguido de

un total de 210 réplicas. La máxima magnitud de estas réplicas es de 3.8 mb(Lg). El evento

principal del 18 de septiembre de 2004 fue precedido por 10 premonitorios que tuvieron

lugar durante los dos días previos. Esta distribución de premonitorios y réplicas se ajusta al

Tipo II de los modelos de Mogi (1963).

La sismicidad desde diciembre de 2004 hasta el 7 de noviembre de 2005 (fecha limite de la

base de datos analizada en este informe) no alcanza magnitudes superiores a 3.0, y no

presenta patrones de distribución similares al de la serie que comenzó en septiembre de

2004, ya que no contiene ni siquiera un evento principal. Como se ha argumentado

anteriormente, los datos no son adecuados para ningún tipo de interpretación en cuanto a su

distribución espacial en planta y en profundidad, por lo que cualquier conclusión en este

sentido sería muy cuestionable.

I.4.3.2. Distribución espacial de la sismicidad e interpretación sismotectónica

El epicentro del terremoto principal del 18 de septiembre de 2004 se situó a 6 km al Oeste

del embalse, quedando el resto de epicentros en esa misma dirección entre 4 y 7 km, y

distribuidos según una orientación ONO-ESE.

En profundidad los hipocentros se han localizado entre los 3 y los 8 km, definiendo un plano

subvertical. Figura I.9.


Figura I.9. Distribución espacial de hipocentros de los eventos registrado por el CSIC hasta Diciembre de 2004.También se representan los mecanismos focales calculados por el CSIC. (Tomada del póster que se presentó enla EGU por Ruiz et al. 2005)

En el mapa de la Figura I.9 se puede apreciar la distribución de réplicas en planta según una

nube en dirección N100-110E, mientras que en el perfil B-B’ se observa la distribución en

profundidad según un plano subvertical.


En la Figura I.9 también se representan los mecanismos focales calculados para los eventos

de mayor magnitud. Mayoritariamente corresponden a fallas de tipo normal, algunos con

componente en dirección dextral. Estos mecanismos focales calculados por el CSIC

coinciden bastante con los calculados por el IGN (Figura I.10).

Figura I.10. Mecanismos focales calculados por el IGN para el evento principal (en la parte superior) y la réplicamayor de la serie sísmica de Itoiz.

Del análisis de los mecanismos focales y de la distribución de réplicas calculada por el

CSIC, y siempre asumiendo los errores implícitos en el cálculo tanto de los mecanismos

focales, como de la localización hipocentral de las réplicas, se puede interpretar que el

movimiento responsable de la sismicidad es principalmente de falla normal. Esta falla

tendría una dirección aproximada N100-110E y buzamiento subvertical. Este tipo de fallas

es similar a las cartografiadas en la zona. Hay que destacar, además, la coincidencia de

esta dirección con la de una de las familias de diaclasado principales definidas en el entorno

de la cerrada de la presa (Ver Capítulo III).

El ajuste de este tipo de fallas con el tensor de esfuerzos regional no es del todo compatible.

La zona está considerada como una zona de tipo extensional-direccional o extensional, con

el esfuerzo máximo principal cercano a la vertical (σ1≈σv). El esfuerzo máximo horizontal


(Shmax) se encuentra en dirección NNE-SSO, lo que favorecería la actividad de fallas

normales en una dirección perpendicular a la de la falla a la que le asignamos la sismicidad

de la serie. No obstante, las evidencias de fallas cartografiadas y los mecanismos focales

existentes (no solo de esta serie, si no de otros calculados en la zona) hacen que esta

incompatibilidad sea una cuestión de debate científico que escapa al objetivo de este

capítulo.

I.4.3.3. Parámetros característicos de la serie sísmica de Itoiz

El análisis de los parámetros representativos de la sismicidad se ha realizado utilizando la

magnitud mb(Lg) obtenida por el IGN. Las distintas relaciones entre las escalas más

habitualmente utilizadas en los estudios de sismología (Ms, Mw, M, etc), se realizan

empíricamente, e incluyen una importante dispersión. En nuestra opinión, para el rango de

valores que componen la serie de Itoiz (≤ 4.6), la transformación a cualquiera de estas

escalas de magnitud introduciría un error mayor que el asumido si no se realiza dicha

trasformación.

• Parámetro b

Se ha calculado el parámetro b tanto de premonitorios como de réplicas para la serie

principal (hasta mediados de diciembre de 2005). El valor para los premonitorios ha sido

calculado para un rango de magnitud [2.0-4.0), un intervalo de muestreo de 0.5, para un

total de 8 eventos y un ajuste de la curva R2=0,891, resultando un valor bprem= 0,42. Para las

réplicas se han considerado un total de 152 eventos en un rango de magnitud [2.0-4.5),

intervalo de muestreo 0.5, con un ajuste de la curva R2=0,998, y resultando un valor de brepl

= 1,12. Para el cálculo de estos parámetros no se ha incluido el terremoto principal (Figura

I.11).

Lamentablemente no se ha podido realizar este tipo de análisis para una serie sísmica

similar en el mismo entorno sismotectónico no asociada al embalse de Itoiz, ya que no se ha


registrado en el periodo instrumental moderno (desde 1984) ninguna serie lo

suficientemente bien definida como para obtener el parámetro b con un mínimo de fiabilidad.

G-R Premonitorios

R2 = 0,89091

10

100

0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0

Magnitud

nº e

vent

os

Datos TotalesDatos ajustados

b = 0,42

G-R Réplicas

R2 = 0,9981

10

100

1000

0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0

Magnitud

nº e

vent

osDatos TotalesDatos ajustados

b = 1,12

Figura I.11. Distribución de Gutenberg-Richter para premonitorios y réplicas para el cálculo del parámetro b.

Respecto a la sismicidad regional, se ha considerado la sismicidad de la zona Surpirenaica,

ya que esta zona es la que comparte características sismotectónicas con la serie estudiada.

Así se ha descartado la zona axial pirenaica situada al norte. Para el cálculo del parámetro b

se ha tomado la sismicidad hasta la fecha de la serie a comparar, y se han descartado las

réplicas relacionadas con otros eventos. De esta manera, se ha calculado un valor para el

parámetro b de 0,62 para un rango de magnitud [3.0-6.0), un intervalo de muestreo 0.5, con

un total de 70 eventos y un ajuste de la curva R2=0,9972 (Figura I.12) En el cálculo se han

incluido las magnitudes estimadas para la intensidad de los terremotos históricos que se han

registrado en la zona Surpirenaica.


G-R Regional

R2 = 0.99720.1

1

10

100

1000

0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0 6.0 7.0

Magnitud

nº e

vent

os

Datos TotalesDatos ajustadosDatos Historicos

b = 0,62

Figura I.12. Distribución de Gutenberg-Richter de la sismicidad de la región para el cálculo del parámetro b.

• Relación entre magnitudes

En cuanto a las relaciones entre magnitudes del evento principal (M0) y el de la réplica

mayor (Mmax) los valores que se obtienen son: Mmax/M0 = 0,82; y M0 - Mmax = 0,8.

• Disminución con el tiempo de la sismicidad

La estimación del parámetro h se ha realizado sobre la distribución temporal de las réplicas

(210) distribuidas en un periodo total de 94 días. El intervalo de observación considerado ha

sido de 1 día ((t) = 1 día). A los datos se les ha ajustado una curva de tipo potencial, por lo

que para evitar errores en el cálculo de la curva de ajuste se han descartado los valores

iguales a cero. De esta manera se ha obtenido un valor de h = 0,67 y un valor de n1 =

12,364; con un ajuste R2=0,519. (Figura I.13).


Figura I.13. Cálculo de la ecuación que define el descenso de réplicas con el tiempo para la serie de Itoiz.

I.4.4. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES SOBRE LA POSIBLE RELACIÓN DE LASISMICIDAD CON EL LLENADO DEL EMBALSE DE ITOIZ.

En base a lo expuesto en los tres puntos anteriores, se ha realizado un análisis comparativo

entre los indicios y parámetros evaluados en la sismicidad en el entorno del embalse de Itoiz

y los propuestos en la bibliografía especializada. Como se decía en el apartado I.4.2., no se

puede utilizar un solo indicador o parámetro para confirmar o descartar un caso de

sismicidad anticipada por embalses. Por ello, lo que hemos hecho para evaluar este caso es

comparar los argumentos a favor y en contra de la relación de la sismicidad con el llenado

del embalse. Un resumen de esta comparación se presenta en el Cuadro I.1.

Distribución Temporal de Réplicas

n(t) = 15,271t -0,6734

R2 = 0,5192

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

100

-25 0 25 50 75 100

Tiempo después del evento principal (días)

Nº r

éplic

as p

or d

ía

DatosCurva de tendencia


Cuadro I.1. Comparación entre los indicios y parámetros de la sismicidad relacionada con el llenado de embalsey los calculados para la sismicidad del entorno del embalse de Itoiz.

SismicidadanticipadaINDICIOS Y PARÁMETROS CARACTERÍSTICAS EN ITOIZSI NO

1. Coincidencia en el tiempo (< variosaños)

9 meses después del inicio de llenado5-6 meses después de alcanzar lamáxima cota de embalse hasta la fecha

2. Distribución espacial

a. Epicentros (D < 20-25 km) Entre 4 y 7 km (Evento principal a 6 km)

b. Hipocentros (H < 30 km) Entre 3 y 8 km (Evento principal a 6 km)

3. Localización del embalse en una zonade baja a moderada sismicidad Sismicidad moderada

4. Localización del embalse en un entornosismotectónico con fallas normales o endirección

Mec. Focal Falla normal. Distribución deréplicas falla normal. Estado esfuerzosregional extensivo.

5. Parámetros réplicas y premonitorios:

a. Parámetro b:

i. bprem>breplbprem= 0,42brepl = 1,12

ii. bant>bnat. Itoiz bprem= 0,42brepl = 1,12 Nat bprem= ?

brepl = ? - -

iii. bant>breg Itoiz bprem= 0,42brepl = 1,12 Breg = 0,62 - -

b. Relación entre magnitudes

i. Mmax/M0 alta (próximo a 1) Mmax/M0 = 0,82

ii. M0 - Mmax bajos (< 1)

Mmax = 3,8 mb(Lg)M0 = 4,6 mb(Lg) M0 - Mmax = 0,8

c. Grado de disminución del númerode réplicas en el tiempo bajo (h ≤1) Itoiz h = 0,67 Nat h =? -

d. Patrón de distribución de réplicas ypremonitorios según modelos deMogi (1963)

Tipo II

Del estudio de los distintos indicadores y parámetros resulta que:

1). La coincidencia en el tiempo de la sismicidad con el llenado del embalse apoya un

caso de sismicidad anticipada.


2). La distribución espacial de los hipocentros (en planta y en profundidad) también

apoya un caso de sismicidad anticipada, ya que ésta se sitúa en el ámbito de

influencia de los cambios de presión intersticial producida por la variación del nivel

del embalse.

3). La sismicidad en la zona ha sido clasificada por el IGN como de moderada,

situación que se da en la mayoría de los casos de sismicidad anticipada descritos en

el mundo.

4). El estado tensional regional extensivo o extensivo-direccional, la existencia de

fallas normales cartografiadas en la zona, y los mecanismos focales también de tipo

normal, también apoyan que se trate de un caso de sismicidad anticipada.

5.a). En cuanto a las distintas relaciones del parámetro b, se obtienen resultados

poco concluyentes. En primer lugar, no se cumple la relación bprem>brepl, lo que se

ajustaría a un caso de sismicidad “natural”, no anticipada por embalses.

La comparación con series similares en la región de origen no anticipado no se ha

podido realizar, ya que hemos considerado poco adecuados los datos relativos a las

escasas series sísmicas registradas en la zona.

Por último, la relación de los parámetros b de la serie de Itoiz con el parámetro b

regional se cumple sólo en el caso de las réplicas, por lo que se satisface sólo la

mitad de la condición de sismicidad anticipada. En este caso no lo consideramos

como argumento ni a favor ni en contra.

Aunque no se ha contabilizado en el Cuadro I.1 como argumento a favor de la

sismicidad anticipada, hay que resaltar que el valor del parámetro b de las réplicas es

similar al de otros casos reconocidos en el mundo (Embalse de Koyna, Kremastra y

Kariba, ver Gupta et al. 1972). No obstante, estos valores forman parte de un amplio

número de casos en los que se aprecia una gran dispersión.

5.b). En cuanto a las relaciones entre magnitudes del evento principal y la réplica

mayor, hay que decir que se cumplen las dos condiciones que apoyan la relación de

la sismicidad con el llenado del embalse.


5.c). El descenso del número de réplicas con el tiempo ofrece un parámetro h inferior

a la unidad, lo que supone una caída suave del número de réplicas con el tiempo.

Este parámetro apoya un caso de sismicidad anticipada por el embalse. No obstante,

este parámetro conlleva una importante incertidumbre asociada a su cálculo. Por otro

lado, el parámetro n1 no parece muy representativo del patrón de disminución del

número de réplicas, sino que parece estar más relacionado con el cómputo total de

eventos considerados en el cálculo, por lo que no creemos que sea un parámetro

discriminatorio.

5.d). Por último, la distribución de sismicidad con el tiempo se ajusta al modelo Tipo II

de Mogi (1963), con una serie corta de premonitorios, un evento principal y una serie

de réplicas prolongándose en el tiempo. Esto apoya que se trate de un caso de

sismicidad anticipada por el llenado del embalse.

En conclusión, como se ha comentado anteriormente, no existe un parámetro o indicio que

por sí solo sea un discriminante definitivo entre sismicidad “natural” y sismicidad anticipada

por embalses. Lo que se ha hecho para alcanzar las conclusiones de este informe ha sido

considerar todas las características propuestas como discriminantes discutidas en los

apartados anteriores y evaluarlas conjuntamente. De esta manera, llegamos a la conclusión

de que la sismicidad que se localiza en el entorno del embalse de Itoiz desde septiembre del

2004 se puede definir como un caso de sismicidad anticipada de respuesta rápida,

estrechamente relacionada con dicho embalse.

I.4.5. EVOLUCIÓN DE LA SISMICIDAD RELACIONADA CON EL EMBALSE DE ITOIZ.

En primer lugar, es importante recordar que la presencia del embalse en la zona lo único

que hace es acelerar el ciclo sísmico de las fallas existentes en el radio de influencia del

embalse. Sin embargo, el embalse no afecta en absoluto al potencial sísmico de la zona,

que queda definido exclusivamente por el estado tensional y por las características de las

fallas existentes. Por lo tanto, si la variación y distribución de tensiones en la corteza

asociadas con el llenado del embalse llevase a generar nueva sismicidad, ésta siempre

sería de características similares a la sismicidad “natural” de la zona.


Con el conocimiento actual acerca del fenómeno sísmico y de la sismicidad anticipada por

embalses, no se puede afirmar que el llenado completo del embalse vaya a desencadenar

nuevas crisis sísmicas de importancia. Existen numerosos casos en la bibliografía mundial

en los que se alcanza un equilibrio tensional debido a la relajación producida por el evento

principal. Como ejemplo destaca el caso de Nurek en Tadjikistán (Soboleva y Mamadaliev,

1976, Simpson y Negmatullaev, 1981), donde se produjo un terremoto de magnitud 4.6 en

los estadios iniciales del llenado del embalse (104 metros de altura de agua embalsada), y

nunca más se ha registrado un evento de igual o superior magnitud, aún cuando se han

alcanzado los 300 m de altura de agua embalsada.

Sin embargo, existen otros casos en los que se ha registrado un aumento de la sismicidad

con el incremento de la cota de embalse. Si este fuese el caso de Itoiz, y se llegasen a

producir eventos sísmicos futuros, es posible establecer unas condiciones sismotectónicas

coherentes con la zona y estimar la magnitud máxima esperable en función de las fallas

capaces de romper, de su longitud, de su tipología y del tensor de esfuerzos a considerar,

entre otros factores. Para definir estos aspectos con suficiente fiabilidad, se precisaría de un

estudio detallado sobre la neotectónica, sismotectónica y paleosismicidad de la región que

escapa a los objetivos de este informe. No obstante, se puede considerar como factible una

potencial sismicidad anticipada por el embalse asociada a la rotura de fallas normales con

componente en dirección. Se considera extremadamente improbable que el embalse pueda

activar el cabalgamiento Oroz-Betelu con movimiento de falla inversa. Esta consideración

está basada en la casuística mundial de sismicidad relacionada con embalses, en las

características sismotectónicas generales de la región –en la que se evidencia la existencia

de fallas normales– y en que el tensor de esfuerzos tiene el esfuerzo máximo principal (σ1)

próximo a la vertical.

Aunque la predicción del fenómeno sísmico no es factible en la actualidad, sí se pueden

tomar medidas preventivas controlando algunos aspectos que se han demostrado que

influyen en la ocurrencia de la sismicidad relacionada con embalses. Como se ha explicado

en el apartado I.4.1 de este informe, la velocidad de llenado/vaciado del embalse genera un

desfase en la compensación de las presiones intersticiales que puede condicionar la

ocurrencia de sismicidad. En el caso del embalse de Itoiz, el plan de puesta en carga del


embalse sigue un patrón en las que las velocidades de llenado no superan los 0.2 a 0.6

m/día, siendo las de vaciado entre 0.3 y 1.0 m/día, con intervalos de variación de la cota de

embalse máximos de 30 m en ambos casos. En este sentido no existen trabajos en los que

se definan valores concretos a los que se asocie sismicidad. Sin embargo, los valores de la

velocidad de llenado/vaciado y escalones del plan de puesta en carga del embalse de Itoiz

están por debajo de los que se han observado en distintos casos en el mundo. Por ejemplo,

en el Embalse de Nurek se aplicaron velocidades de llenado por encima de 1 m/día con

intervalos de variación de la cota de embalse de más de 70 m (Simpson y Negmatullaev,

1981).

Por lo tanto, dada la falta de estudios detallados acerca de la definición de estos valores, no

se puede entrar en valoraciones a cerca de la eficacia del plan de puesta en carga del

embalse de Itoiz respecto a la reducción de la sismicidad. No obstante, consideramos este

plan bastante conservador en comparación a los casos descritos en la bibliografía mundial

de sismicidad anticipada relacionada con el llenado de embases.


I.5. CONCLUSIÓN Y RECOMENDACIONES

En base a todo lo expuesto en este capítulo se puede concluir que la sismicidad que se

localiza en el entorno del embalse de Itoiz desde septiembre del 2004 se puede definir como

sismicidad anticipada5 relacionada con el llenado de dicho embalse.

El embalse no afecta en absoluto al potencial sísmico de la zona, que queda definido

exclusivamente por el estado tensional y por las características de las fallas existentes, por

lo que la hipotética ocurrencia de futura sismicidad relacionada con el embalse tendría unas

características similares a las de la sismicidad “natural” de la zona. Por lo tanto, al igual que

ocurre con la sismicidad natural, cualquier tipo de predicción de la evolución sísmica

asociada al llenado del embalse no estaría justificada con el estado actual de conocimiento

sobre el fenómeno. La única incógnita que podemos despejar respecto a la sismicidad, es el

tamaño de potenciales terremotos en la zona definiendo las posibles fallas susceptibles de

ser afectadas por el aumento del nivel de embalse. Para ello, sería recomendable realizar un

estudio neotectónico, sismotectónico y paleosismológico de detalle.

Aunque la predicción del fenómeno sísmico no es factible en la actualidad, sí se pueden

tomar medidas preventivas frente a la aceleración del ciclo sísmico, controlando

principalmente la velocidad de llenado y vaciado del embalse, que se ha demostrado que

influye en la ocurrencia de la sismicidad. A priori, no se puede entrar en valoraciones del

plan de puesta en carga del embalse de Itoiz a cerca de su efectividad respecto a la

reducción de la sismicidad, dada la falta de estudios detallados en relación a este aspecto.

No obstante, consideramos el plan de puesta en carga del embalse bastante conservador en

comparación con los casos descritos en la bibliografía mundial de sismicidad anticipada

relacionada con el llenado de embases. Aun así, dentro de las labores de control y

seguimiento de la puesta en carga y funcionamiento a largo plazo del embalse, sería

recomendable realizar un estudio de viabilidad para, en la medida de lo posible, y siempre

que esto no afecte sustancialmente a la explotación inminente del embalse, rebajar la

velocidad tanto de los procesos de llenado como de los de vaciado, especialmente la de los


de vaciado, con el objetivo de que la presión intersticial pueda compensar la variación de

carga elástica y no se generen las condiciones de inestabilidad descritas en el apartado I.4.1

de este informe.

5 El concepto definido en inglés por reservoir-triggered seismicity se ha traducido al castellano en este informe como“sismicidad anticipada por embalses”. En el apartado I.4.1 del presente informe se realiza una descripción detallada de dichoconcepto, la diferencia con el termino sismicidad inducida, y la justificación de su uso.


I.6. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Baecher, G.B. y R.L. Keeney, 1982. Statistical examination of reservoir-induced seismicity. Bull. Seim.Soc. Am,72 (2), 553-569.

CSN, 1998. Proyecto SIGMA. Análisis del estado de esfuerzo tectónico, reciente y actual en laPenínsula Ibérica. Consejo de Seguridad Nuclear. Colección otros documentos 10.1998, 239 pp.

Gobierno de Navarra, 1994a.Cartografía Geológica escala 1:25.000 Hoja nº 142-I Aoiz.

Gobierno de Navarra, 1994b.Cartografía Geológica escala 1:25.000 Hoja nº 142-II Irurozqui.

Gobierno de Navarra, 1997. Mapa Geológico de Navarra escala 1:200.000.

Gupta, H.K, 2002. A review of recent studies of triggered earthquakes by artificial water reservoirs withspecial emphasis on earthquakes in Koyna, India. Earth-Sciences Reviews, 58, 279-310.

Gupta, H.K., B.K. Rastogi y H. Narain, 1972. Some discriminatory characteristics of earthquakes nearthe Kariba, Kremastra, and Koyna artificial lakes. Bul. Seism. Soc. Am., 62 (2), 493-507.

IGME, 1978a. Cartografía Geológica escala 1:50.000 serie MAGNA. Hoja nº 142 Aoiz.

IGME, 1978b. Cartografía Geológica escala 1:50.000 serie MAGNA. Hoja nº 116 Sangüesa.

Jacob, K.H., W.D. Pannington, J. Armbusber, L. Seeber y S. Farhatulla, 1979, Tarbela Reservoir,Pakistan: A region of compressional tectonics with reduced seismicity upon initial reservoir filling.Bulletin of the Seismological Society of America, 69 (4), 1175-1192.

McGarr, A., D. Simpson y L. Seeber, 2002. Case histories of induced and triggered seismicity. In:International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology, Part A, eds. W.H.K. Lee, H.Kanamori, P.C. Jennings & C. Kisslinger, Academic Press, 647-661.

Mogi, K.,1963. Some discussion on aftershock, foreshocks and earthquake swarms. The fracture of asemi-infinite body caused by a inner stress origin and its relation to the earthquake phenomena.Bull. Earth. Res. Inst., Tokyo, 41, 615-658.

Scholz, C. H., 1990. The mechanics of earthquakes and faulting. Cambridge University Press. 439 pp.

Simpson, D.W., 1886. Triggered earthquakes. Ann. Rev. Earth Planet. Sci.,14, 21-42.

Simpson, D.W., 1976. Seismicity changes associated with reservoir loading. Engineering Geology, 10,123-150.

Simpson, D.W., W. Leith y C.H. Scholz, 1988. Two types of reservoir-induced seismicity. Bull. Seism.Soc. Am., 78, 2025-2040.

Simpson, D.W y S.K. Negmatullaev, 1981. Induced seismicity at Nurek Reservoir, Tadjikistan, USSR.Bull. Seism. Soc. Am.,71(5), 1561-1586.

Soboleva, O.V. y A. Mamadaliev, 1976. The influence of the Nurek reservoir on local earthquakeactivity. Engineering Geology, 10, 293-305.

Reinecker, J., O. Heidbach, M. Tingay, B. Sperner, y B. Müller, 2005. The 2005 release of the WorldStress Map (disponible online en: www.world-stress-map.org)

Varnolas, A. y V Pujalte, 2004. La Cordillera Pirenaica. Definición, límites y división. En: Geología deEspaña. Editor principal: J.A. Vera. pp 233-241.


PARTE IIEVALUACIÓN DE LA PELIGROSIDAD SÍSMICA EN ITOIZ

INDICE

II-1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS .....................................................................................1

II-2. MARCO LEGISLATIVO ....................................................................................................2

II-3. ESPECIFICACIONES TÉCNICAS CONTENIDAS EN LAS NORMAS DE PRESAS ......3

II-4. DEFINICIÓN DE LA ACCIÓN SÍSMICA EN LA PDS-1 (1974) ........................................5

II-5. DEFINICIÓN DE LA ACCIÓN SÍSMICA EN LA NCSE-94

Y EN LA VIGENTE NCSE-02 ...........................................................................................7

II-6. EVALUACIÓN DEL “ESTUDIO DE RIESGO SÍSMICO” DE LA PRESA DE ITOIZ .......11

II-6.1. Evaluación de aspectos metodológicos generales ..........................................11

II-6.2. Evaluación de aspectos metodológicos específicos ........................................13

II-6.3. Evaluación del procedimiento de obtención de los resultados ........................15

II-6.4. Análisis de los resultados obtenidos ................................................................17

II-6.5. Comparación de resultados con la NCSE-02 ..................................................17

II-7. OTROS ESTUDIOS RELACIONADOS CON LA PELIGROSIDAD

SÍSMICA EN ITOIZ .........................................................................................................21

II-8. CONCLUSIONES ...........................................................................................................26

II-9. RECOMENDACIONES ..................................................................................................27

II-10. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS .............................................................................29

Parte II. Evaluación de la Peligrosidad Sísmica en Itoiz 1

PARTE SEGUNDA

EVALUACIÓN DE LA PELIGROSIDAD SÍSMICA EN ITOIZ

II.1 INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS

La memoria del proyecto de construcción de la presa de Itoiz del año 1992 contiene un

anejo titulado “Estudio de Riesgo Sísmico” (Vol. 1.5, Anejo 4) en el cual se definen las

acciones sísmicas para el cálculo de la presa de Itoiz. Este estudio fue realizado para el

proyecto de construcción de 1989 y posteriormente incorporado literalmente en la memoria

del proyecto de construcción de 1992. Debe aclararse que aunque este estudio se titula

Riesgo Sísmico en verdad se trata de un estudio de Peligrosidad Sísmica1.

El objetivo principal del presente informe es evaluar la metodología y resultados obtenidos

en el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz y, su adecuación o no a la normativa

vigente y al problema específico de evaluación de la peligrosidad sísmica en

emplazamientos de grandes presas.

También son analizados otros informes diferentes del “Estudio de Riesgo Sísmico” que

incluyen algunos aspectos relacionados con la peligrosidad sísmica en Itoiz.

Tras el análisis de toda la información relevante se derivan una serie de conclusiones y,

sobre la base de éstas, se recomiendan una serie de acciones futuras. Éstas están

orientadas a proveer las bases adecuadas para un análisis sismorresistente de la ladera y la

presa.

1 Cf. Directriz Básica de Planificación de Protección Civil ante el Riesgo de Inundaciones de 1994.


II.2 MARCO LEGISLATIVO

El Estudio de Riesgo Sísmico de la presa de Itoiz se llevó a cabo dentro del marco

normativo impuesto por la “Instrucción para Proyecto, Construcción y Explotación de

Grandes Presas”2 del año 1967 y la “Norma Sismorresistente Española” del año 1974 (PDS-

1)3.

Sin embargo, durante la construcción de la presa (1993-2003) se han producido importantes

cambios en las normativas que regulan los aspectos sismorresistentes en la construcción de

edificación general y, específicamente, de presas. Concretamente, a finales del año 1995 se

aprobaba la Norma de Construcción Sismorresistente: Parte General y Edificación (NCSE-

94)4 –recientemente modificada y actualizada por la nueva Norma de Construcción

Sismorresistente (NCSE-02)5– y, en 1996, el “Reglamento Técnico sobre Seguridad de

Presas y Embalses”6.

La aprobación de la NCSE-94, y su actualización en la NCSE-02, ha supuesto, respecto a la

antigua PDS-1, un importante cambio en la filosofía y definición de la acción sísmica en

España. Así mismo, el nuevo Reglamento de Presas, respecto a la antigua Instrucción de

1967, establece nuevos preceptos obligatorios en el diseño sismorresistente de presas.

Por tanto, resulta de gran interés evaluar y contrastar la metodología y resultados obtenidos

en el “Estudio de Riesgo Sísmico” del proyecto de la presa de Itoiz no sólo con la normativa

vigente en aquel tiempo (1992), sino también con la normativa actual.

2 O.M. de 31 de Marzo de 1967, BOE del 27 de Octubre de 1967.3 Decreto 3209/1974 de 30 de Agosto de 1974, BOE del 21 de Noviembre de 1974.4 R.D. 2543/1994 de 29 de Diciembre de 1994, BOE del 8 de Febrero de 1995.5 R.D. 997/2002 de 27 de Septiembre de 2002, BOE del 11 de Octubre de 2002.6 O.M. de 12 de Marzo de 1996, BOE del 30 de Marzo de 1996.


II.3 ESPECIFICACIONES TÉCNICAS CONTENIDAS EN LAS NORMATIVAS DE PRESAS

De acuerdo con el Reglamento vigente de presas y la Directriz Básica de Planificación de

Protección Civil ante el Riesgo de Inundaciones de 1994, la presa de Itoiz se clasifica como

una gran presa de Categoría A: “Presas cuya rotura o funcionamiento incorrecto puede

afectar gravemente a núcleos urbanos o servicios esenciales, así como producir daños

materiales o medioambientales muy importantes”. Por otra parte, de acuerdo con la

Instrucción de Grandes Presas del 67, y la Guía Técnica de Seguridad de Presas7, la presa

de Itoiz se ubica en una zona de sismicidad media.

El Reglamento de presas dedica el artículo 18 a la consideración de seísmos en el diseño

de presas. Concretamente, establece que se comprobará el comportamiento de la presa

frente a los efectos producidos por acciones sísmicas tanto sobre la presa misma como

sobre el embalse, de conformidad con la normativa sismorresistente en vigor. La normativa

sismorresistente actualmente en vigor es la NCSE-02.

De acuerdo con la NCSE-02, que se discutirá con detalle más adelante, y con las

recomendaciones de la Guía Técnica de Seguridad de Presas, la acción sísmica a

considerar en el diseño sismorresistente de presas debe estar asociada a un periodo de

retorno de 1.000 años (Terremoto de Proyecto). Con la consideración de esta acción

sísmica se persigue garantizar la operatividad de la presa durante su vida útil ante la

ocurrencia accidental de un sismo con una probabilidad de ocurrencia significativa

(aproximadamente del 10% en 100 años). En la Instrucción de Grandes Presas del 67 se

establecía la adopción de una acción sísmica igual a la máxima probable en 500 años,

inferior a la que especifica la normativa actualmente en vigor.

Además, en el artículo 18 del Reglamento se establece que para las presas de categoría A

se hará una comprobación para otro seísmo extremo razonablemente superior (Terremoto

Extremo). Si bien ni en el Reglamento ni en la NCSE-02 se especifica el periodo de retorno

de tal evento, la Guía Técnica recomienda considerar un seísmo de periodo de retorno de

7 Número 3: Estudios Geológico-Geotécnicos y de Prospección de Materiales, Capítulo 3: Estudios desismicidad. Comité Nacional Español de Grandes Presas, 1999.


3.000 a 5.000 años. De este modo se persigue garantizar la integridad de la presa y, por

tanto, la seguridad de las personas y bienes afectados por el embalse, ante la acción

sísmica generada por un terremoto con probabilidad de ocurrencia muy baja

(aproximadamente del 3% y 2% en 100 años, respectivamente).

Finalmente, en el artículo 18 del Reglamento se señala que para las presas de categoría A

en zonas de sismicidad elevada se deberá realizar un estudio de peligrosidad sísmica

específico para determinar los diferentes terremotos de diseño (Proyecto y Extremo). De

modo similar, en la Instrucción de Grandes Presas del año 67 se establecía que en las

zonas de sismicidad alta el Ingeniero autor del Proyecto realizaría un estudio específico que

justificase las acciones sísmicas previsibles. La presa de Itoiz se localiza en una zona de

sismicidad media, tanto de acuerdo con la antigua PDS-1 como con la actual NCSE-02, por

lo tanto, la realización de un estudio específico de peligrosidad sísmica no fue obligatorio en

la época en la que se presentó el proyecto de construcción de la presa (1992), ni lo sería en

la actualidad.

Por último, debe señalarse que el artículo 18 del Reglamento también establece que

deberán considerarse “los efectos producidos por la posible sismicidad inducida por el

embalse” (18.3).

En resumen, de acuerdo con la normativa de presas vigente, la presa de Itoiz constituye

una gran presa de Categoría A localizada en una zona de sismicidad media. El diseño

sismorresistente de la presa debe garantizar la operatividad de la presa para el caso de una

acción sísmica de periodo de retorno 1.000 años y, la seguridad total para el caso de una

acción sísmica de periodo de retorno de al menos 3.000 años. De igual modo, la estabilidad

de la ladera izquierda debe quedar garantizada para ambas acciones sísmicas.


II.4 DEFINICIÓN DE LA ACCIÓN SÍSMICA EN LA PDS-1 (1974)

En la antigua norma sismorresistente del año 1974 (PDS-1) la acción sísmica se definía a

partir de un mapa de intensidades MSK que dividía el territorio en tres zonas sísmicas: Baja,

Media y Alta.

Conviene señalar que la Intensidad MSK es una medida cualitativa de los efectos de un

terremoto. Se mide en grados crecientes, denotados por números romanos desde el I al XII,

en función de los efectos producidos por el movimiento sísmico en las edificaciones,

personas y medioambiente. Actualmente se emplea en España y Europa la Intensidad EMS,

que es una modernización y actualización de la Intensidad MSK a la práctica constructiva

moderna. Ambas escalas son equivalentes para terremotos antiguos.

Dado que la Intensidad es una medida cualitativa no puede por sí misma ser integrada en el

cálculo sismorresistente y, por tanto, debe transformarse en una medida física del

movimiento del terreno producido por el paso de las ondas sísmicas, normalmente la

aceleración horizontal máxima. La PDS-1 establecía la correspondencia entre Intensidad y

aceleración sísmica horizontal a través de la siguiente ecuación:

log a = 0,301 ⋅ IMSK – 0,23

donde a es la aceleración sísmica horizontal en cm/s2 e IMSK es la Intensidad macrosísmica

en la escala MSK. Esta ecuación es la misma que se empleaba en la pretérita norma del 68

(PGS-1) y la que se ha seguido usando en las modernas NCSE-94 y NCSE-02.

En la bibliografía especializada existen otras muchas ecuaciones de conversión de la

Intensidad a la aceleración. Todas ellas presentan una enorme dispersión tanto sobre los

datos empleados en la regresión estadística, como cuando se comparan entre ellas. Para

visualizar este hecho se compara en la Figura II.1 la ecuación oficial de la Norma con otras

ecuaciones también consideradas en estudios de peligrosidad sísmica en España.


Es importante remarcar que la ecuación oficial de la Norma no es específica de España sino

que fue adoptada del trabajo de Medvedev y Sponheuer (1969). Otras expresiones

obtenidas a partir de datos europeos quizá podrían estar más adaptadas al contexto

constructivo español. Sin embargo, el verdadero debate de fondo es que el uso de estas

ecuaciones debería evitarse a favor de una definición de la acción sísmica directamente en

parámetros físicos reales del movimiento del suelo. En los años de la PDS-1 (1974) quizá su

uso estaba justificado por la falta de datos y conocimiento, pero en la actualidad no.

En resumen, para el entorno de la presa de Itoiz se deduce del mapa de la PDS-1 (1974)

una Intensidad de VI-VII. Tomando un valor numérico de 6,5 y empleando la ecuación oficial

de la norma se obtiene una aceleración sísmica horizontal de 0,05 g. Si se emplean otras

ecuaciones de conversión, por ejemplo las referenciadas en la Figura II.1, se obtendrían

valores en un rango de 0,05-0,18 g.

0.01

0.10

1.00

4 5 6 7 8 9 10 11 12Intensidad MSK (grados)

Acel

erac

ión

sísm

ica

horiz

onta

l (g)

NCSR-02, NCSE-94, PDS-1 (1974) y PGS (1968)

Murphy y O'brien (1977): En Pelaez y L. Casado (2002) yMolina (1998)Margotini (1992): En Buforn et al. (2005)

Trifunac y Brady (1975): En Martín (1989)

Ambraseys (1975): En Martín (1989)

Atkinson y Sonley (2000): En Giner et al. (2002)

Wald et al. (1999): En Giner et al. (2002)

Menu (1991): En Molina (1998)

Figura II.1 Comparación entre diferentes ecuaciones de conversión de laIntensidad en aceleración sísmica usadas en algunos estudios de peligrosidadsísmica en España.


II.5 DEFINICIÓN DE LA ACCIÓN SÍSMICA EN LA NCSE-94 Y EN LA VIGENTE NCSE-02

La definición de la acción sísmica en la NCSE-94 y NCSE-02 suponen un cambio total

respecto a la filosofía de la antigua PDS-1. En la NCSE-94 y NCSE-02 la acción sísmica se

define directamente a partir de un mapa de aceleración básica, siendo ésta un valor

característico de la aceleración horizontal en la superficie del terreno asociado a un periodo

de retorno de 500 años, lo que es equivalente a admitir una probabilidad de excedencia de

tal nivel de aceleración de aproximadamente el 10% en 50 años. Concretamente, para la

presa de Itoiz, ubicada en el término municipal de Aoiz, la NCSE-02 da una aceleración

básica de 0,05g.

De acuerdo con los Comentarios de las normas NCSE-94 y NCSE-02, el mapa de

aceleración básica procede de la transformación a aceleraciones de los valores de

Intensidad resultantes de un estudio probabilista de la peligrosidad sísmica a nivel nacional.

Es importante advertir que la ecuación empleada en la transformación es la misma que se

usaba en las antiguas normas PDS-1 (1974) y PGS-1 (1968), con todas las incertidumbres

que conlleva este procedimiento, como ya se detalló en el apartado anterior.

De este modo puede estimarse que la aceleración básica de 0,05 g en el municipio de Aoiz

se corresponde, aproximadamente, con una intensidad de VI-VII (6,5), valor que coincide

con el que se obtenía del mapa de la antigua norma PDS-1.

La NCSE-02 establece que la aceleración básica, de acuerdo con la importancia de la

estructura proyectada y con el tipo de terreno donde se cimente ésta, se transforme en la

aceleración de cálculo a partir de la ecuación:

ac = S·ρ· ab

donde S es el coeficiente de amplificación del terreno, ρ es el coeficiente adimensional de

riesgo (“función de la probabilidad aceptable de que se exceda ac en el período de vida para

el que se proyecta la estructura” ) y ab la aceleración básica. A partir de ac y de S se obtiene,

a través de una formulación simplificada, la aceleración máxima en un oscilador de un grado


de libertad para diferentes periodos de vibración (espectro de respuesta elástico),

completándose así la definición de la acción sísmica en la Norma.

La NCSE-02 establece que las presas de categoría A se clasifiquen como estructuras de

especial importancia, tomando ρ el valor de 1,3. Este valor del coeficiente de riesgo implica

considerar la acción sísmica de periodo de retorno 1.000 años, de acuerdo con la fórmula

(PR/500)0,4 (incluida en los comentarios de la Norma), donde PR es periodo de retorno.

La elección del periodo de retorno a considerar para el Terremoto Extremo presenta varias

dificultades. En primer lugar, la incertidumbre de los resultados que se obtienen de emplear

la fórmula anterior para periodos de retorno superiores a 1.000 años puede ser muy alta. En

general, para estimaciones de la acción sísmica asociadas a periodos de retorno de más de

1.000 años debería recomendarse la realización de un estudio de peligrosidad sísmica

específico, independientemente de si la estructura se localiza en zona de sismicidad alta o

moderada. Siguiendo las recomendaciones de la Guía Técnica de Seguridad de Presas se

asumirá para el Terremoto Extremo un periodo de retorno de 3.000 años, que da lugar a un

coeficiente de riesgo (ρ) de 2,0 de acuerdo con la fórmula de la NCSE-02.

En el Cuadro II.1 se encuentran los valores de la aceleración de cálculo que resultan para

los periodos de retorno de 1.000 y 3.000 años en el emplazamiento de la presa de Itoiz

(término municipal de Aoiz) y para unas condiciones de suelo Tipo I (Roca).

En la Figura II.2 se presenta el espectro de respuesta elástica en aceleraciones horizontales

para los periodos de retorno de 1.000 y 3.000 años en el emplazamiento de la presa de Itoiz.


Cuadro II.1 Aceleración de cálculo horizontal para los periodos de retorno de 1.000 y3.000 años en Itoiz (municipio de Aoiz) según la NCSE-02. Se indica también ladenominación de estos terremotos de acuerdo con el Reglamento de Presas y lasrecomendaciones de la Guía Técnica de Seguridad de Presas. PR: Periodo deRetorno, S: Coeficiente de amplificación, ab ⋅ ρ: Producto de la aceleración básica porel coeficiente de riesgo, ac: Aceleración de cálculo. Los valores de aceleración estánen unidades g (fracción de la aceleración gravedad). La aceleración básica para PR500 años es 0,05 g (Aoiz). El coeficiente de amplificación se ha calculado para unterreno tipo I (Roca) cuyo coeficiente de suelo (C) es 1.

PR ρ ab ⋅ ρ S ac

1.000 añosTerremoto

de Proyecto1,3 0,065 g 0,80 0,052 g

3.000 añosTerremotoExtremo

2,0 0,10 g 0,80 0,08 g

0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0Periodo (s)

Acel

erac

ión

espe

ctra

l (g)

ξ =5%ξ =5%

K = 1.0

PR= 3000 años (NCSE-02)


Municipio de AoizCondiciones de Terreno Tipo I (Roca)

Figura II.2 Espectros de respuesta elástico paraaceleraciones horizontales de la NCSE-02 para losperiodos de retorno de 1.000 y 3.000 años en Itoiz(municipio de Aoiz). En el Cuadro II.1 se detallan lasaceleraciones de cálculo de cada periodo de retorno.


En resumen, de acuerdo con la normativa vigente (NCSE-02) las acciones sísmicas de

cálculo para el Terremoto de Proyecto (PR=1.000 años) y para el Terremoto Extremo

(PR=3.000 años) en el emplazamiento de la presa de Itoiz son 0,052 y 0,08 g,

respectivamente. En la Figura II.2 se presentan los espectros de respuesta elástica que se

derivan de estas aceleraciones de acuerdo con la NCSE-02. En todos los casos se ha

considerado que la presa está cimentada sobre terreno Tipo I (Roca).


II.6 EVALUACIÓN DEL “ESTUDIO DE RIESGO SÍSMICO” DE LA PRESA DE ITOIZ

En la memoria del proyecto de construcción de la presa de Itoiz de 1992 figura un Anexo

titulado “Estudio de Riesgo Sísmico” donde se definen las acciones sísmicas a considerar en

el diseño sismorresistente de la presa. Este estudio es copia literal del que figura con igual

título en la memoria del proyecto de construcción del año 1989.

En primer lugar se evaluará la metodología general y específica empleada en el mencionado

estudio y, en segundo lugar, los resultados alcanzados.

Está fuera del objeto del presente informe analizar si las acciones sísmicas propuestas en el

“Estudio de Riesgo Sísmico” fueron adecuadamente consideradas en el cálculo y diseño de

la presa.

II.6.1 EVALUACIÓN DE ASPECTOS METODOLÓGICOS GENERALES

El estudio de peligrosidad sísmica de la presa de Itoiz se realizó de acuerdo a la

metodología propuesta inicialmente por Cornell (1968) y adaptada para el cálculo por

ordenador por McGuire (1976) a través del conocido programa EQ-RISK. Esta metodología

es la misma que se usó para calcular el mapa oficial de peligrosidad sísmica de España e

implementarse posteriormente en las normativas NCSE-94 y NCSE-02. Esta metodología es

comúnmente empleada en Europa y, de hecho, su aplicación ha dado lugar a los mapas de

peligrosidad sísmica oficiales en las normas sismorresistentes de muchos países europeos

(cf. García-Mayordomo et al., 2004).

La aplicación del método de Cornell permite definir la peligrosidad sísmica en un

emplazamiento en función de un parámetro del movimiento del terreno asociado a una

determinada probabilidad de que se exceda, o supere, un determinado nivel de éste

parámetro dentro de un periodo de tiempo concreto. De este modo pueden establecerse

diferentes niveles del movimiento del terreno en función de la probabilidad de excedencia

que se quiera admitir, que vendrá asociada con un determinado nivel de daños.

Concretamente, para la edificación convencional se considera, en el entorno europeo y en la


NCSE-02, un nivel del movimiento del terreno asociado a una probabilidad de excedencia

del 10% en 50 años (equivalente a un periodo de retorno de aproximadamente 500 años). Si

bien la ocurrencia de este nivel de aceleración pudiera ocasionar daños moderados se

asume que no produce el colapso de las estructuras y, por tanto, garantiza la seguridad de

las personas. En el caso de estructuras de especial importancia se considera un periodo de

retorno de 1.000 años (probabilidad de excedencia del 10% en 100 años).

De modo muy sucinto la aplicación del método de Cornell consta de las siguientes etapas:

1- Definición y caracterización de zonas sismogenéticas.

2- Definición del modelo de atenuación del movimiento del terreno.

3- Cálculo de la peligrosidad.

La implementación correcta de la metodología de Cornell en un estudio de peligrosidad

sísmica específico no es inmediata. Es muy frecuente la dispersión de criterios en cada una

de las etapas del método y, por ende, en el resultado final del cálculo.

En el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz se implantó la metodología de Cornell

de acuerdo a la práctica común en España en los años 80. Es decir: 1) la definición de

zonas sismogenéticas se realizó fundamentalmente en base a la distribución superficial de

la sismicidad, 2) el tamaño de los terremotos se consideró en términos de Intensidad MSK,

3) se emplearon modelos de atenuación en términos de intensidad y, 4) los resultados de

peligrosidad obtenidos en intensidades MSK se transforman a aceleraciones sísmicas

horizontales mediante una formulación empírica extraída de la bibliografía.

La metodología de Cornell en el “Estudio de Riesgo Sísmico” fue correctamente

implementada. Sin embargo, es conveniente señalar que en los estudios de peligrosidad

sísmica modernos: 1) las fuentes sismogenéticas se definen en base a criterios

sismotectónicos, diferenciando grandes fallas de zonas sismotectónicas, 2) el tamaño de los

terremotos se considera en términos de Magnitud, que es una medida cuantitativa de la

energía sísmica liberada por el terremoto, 3) se emplean modelos de atenuación de

parámetros físicos del movimiento de terreno (e.g.: aceleración, velocidad) y, 4) los

resultados del cálculo se obtienen directamente en parámetros de interés en el diseño


sismorresistente (generalmente aceleración), sin necesidad de emplear conversiones

empíricas afectadas de gran dispersión que añaden aún mas incertidumbre al resultado.

Además, en un estudio de peligrosidad sísmica específico para una estructura de especial

importancia es recomendable, cuando no preceptivo (e.g.: centrales nucleares), que

contenga un estudio sismotectónico y de actividad de fallas de detalle en un entorno de unos

30 km alrededor del emplazamiento. Así mismo, es práctica común en la actualidad definir

escenarios sísmicos concretos (especialmente para el Terremoto Extremo). De este modo

es posible proveer al cálculo sismorresistente de registros temporales completos

(acelerogramas) de movimiento sísmicos reales.

En resumen, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz fue realizado de acuerdo a

una metodología y criterios ampliamente aceptados en la práctica profesional de finales de

los años 80 en España. Si bien los aspectos generales de esta metodología siguen en la

actualidad vigentes y asumidos en la práctica profesional, los criterios empleados en el

“Estudio de Riesgo Sísmico” a lo largo de las diferentes etapas del proceso de cálculo, así

como en la forma de presentar los resultados, son muy mejorables a día de hoy.

II.6.2 EVALUACIÓN DE ASPECTOS METODOLÓGICOS ESPECÍFICOS

Se analizan en este apartado las principales inconsistencias y problemas encontrados en el

desarrollo del “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz.

Zonación sismogenética: Se han definido 7 grandes zonas sismogenéticas. Las

zonas con mayor influencia en la peligrosidad del emplazamiento de la presa son la 5

y la 4 (el emplazamiento está en la Zona 5). No se ha realizado un estudio más

detallado en el entorno próximo de la presa que permitiera realizar una zonación

sismogenética más fina.

Destaca la ausencia de leyenda en el mapa de sismicidad y la ausencia de

coordenadas en el mapa de zonas sismogenéticas. La inconsistencia más grave se

encuentra en la georreferenciación de las zonas sismogenéticas en el cálculo de la


peligrosidad. Se han tomado directamente las coordenadas de los vértices en

formato de grados y minutos (ver Tabla 5.1 del “Estudio de Riesgo Sísmico”) como

coordenadas en grados decimales (ver el fichero de resultados del EQ-RISK en el

Apéndice 3). A parte de ésto, la geometría de las zonas 5 y 7 empleada en los

cálculos difiere sensiblemente de la que se presenta en el mapa de zonas

sismogenéticas. La suma de todas estas inconsistencias puede influir en los

resultados finales de peligrosidad.

Leyes de atenuación: Se han construido 4 leyes de atenuación a partir de los mapas

de isosistas disponibles de terremotos históricos. Llama la atención que haya sido

necesario construir una ley de atenuación específica para la Zona 5 (usando 1 solo

terremoto), cuando para las zonas 3,4,6 se considera una ley construida a partir de 5

terremotos (ver Tabla 6.1 y 6.2).

La inconsistencia más importante resulta al revisar el fichero de resultados del EQ-

RISK (Anejo 3). Puede comprobarse como en el cálculo se ha usado para la Zona 3

la ley del “pre-pirineo” cuando de acuerdo con la Tabla 6.2 debería ser la ley del

“pirineo”. Dado que la ley del “pre-pirineo” atenúa mucho más rápido que la del

“pirineo” esta cuestión puede afectar al resultado de peligrosidad.

Parámetros sísmicos: Es importante señalar que el valor del parámetro “beta” de la

Zona 5 mostrado en la Tabla 5.9, que resume los parámetros sísmicos empleados en

el cálculo, no coincide exactamente con el que figura en el fichero de resultados del

programa EQ-RISK (Apéndice 3). Mientras que en la Tabla 5.9 aparece un beta=1,11

en el input del EQ-RISK hay un beta=1,26. El efecto de emplear un beta mayor

implicaría, a igual tasa de intensidad mínima, una estimación de la frecuencia de

ocurrencia de las intensidades altas menor y, por tanto, la obtención de resultados de

peligrosidad menores.

También conviene notar que la intensidad máxima en el input del EQ-RISK figura

mayorada en 0,5 grados respecto a los datos expuestos en la Tabla 5.9. Este es un

procedimiento habitual en la práctica para estimar el límite superior de la distribución

de los tamaños de los terremotos. Se echa de menos que no se especifique


claramente en el texto el criterio empleado, y que estos valores quedasen reflejados

adecuadamente en la Tabla 5.9.

En resumen, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz presenta algunos

problemas metodológicos e inconsistencias en cuanto a la geometría y parámetros sísmicos

de las zonas sismogenéticas y asignación de las leyes de atenuación, que podrían afectar a

los resultados de peligrosidad finales. Por tanto, se hace necesario comprobar los resultados

que se obtuvieron en ese estudio efectuando nuevas ejecuciones del programa EQ-RISK

(ver epígrafe II.6.4).

II.6.3 EVALUACIÓN DEL PROCEDIMIENTO DE OBTENCIÓN DE LOS RESULTADOS

El “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz presenta los resultados de acuerdo a las

dos metodologías clásicas del cálculo de la peligrosidad. La primera de ellas se conoce

como Método Determinista, donde el movimiento del terreno previsible en el emplazamiento

se determina directamente considerando el peor caso posible, de acuerdo con el tamaño de

los terremotos máximos y la distancia más corta al emplazamiento. El segundo método es el

Probabilista, concretamente el Método de Cornell (explicado en el epígrafe II.6.1).

Método Determinista: Se estima una intensidad máxima en el emplazamiento de la

presa de VIII. Este valor resulta de considerar el mayor sismo histórico acaecido

dentro de la Zona 5 (en la que se sitúa el emplazamiento): el sismo de Martes

(Huesca) de 1923, situado a 45 km al SW de la presa. En el estudio se dice que

tomar este terremoto como de diseño es excesivamente conservador (Aptdo. 7.3) ya

que si se considera en función de los resultados obtenidos siguiendo el método

probabilista su periodo de retorno sería de aproximadamente 20.000 años (Fig. 7.1).

Sin embargo, si se considera la relación frecuencia-intensidad de la Zona 5 (Fig. 5.5)

se puede estimar que la intensidad de VIII tiene una recurrencia media de unos 500

años, muy superior a la que se podría esperar dado ese periodo de retorno. Esta

aparente contradicción pone de manifiesto la poca idoneidad que presenta la

geometría de la Zona 5, de dimensiones enormes, para ser considerada en un

estudio de peligrosidad sísmica específico de un emplazamiento.


Método Probabilista: Se obtiene una intensidad de VI-VII (6,62) y de VII (6,98) para

los periodos de retorno de 500 y 1.000 años, respectivamente. Se echa de menos

que no se detallen en el texto resultados para periodos de retorno superiores.

De acuerdo con estos resultados se adopta como “Intensidad de Diseño” la

intensidad de periodo de retorno 1.000 años. Esta intensidad se transforma en

aceleración sísmica horizontal usando la correlación de la norma PDS-1 (1974),

vigente en aquel momento, obteniéndose un valor de 0,08 g.

Es importante resaltar que los autores del estudio realizan un sucinto análisis de los

resultados que se obtendrían de usar otras correlaciones de la época. De este

análisis deducen que la aceleración de diseño podría variar desde 0,05 a 0,13 g,

aunque evidentemente se decantan por la ecuación de la Norma. Una discusión más

detallada de los problemas que presenta el uso de ecuaciones de transformación de

la intensidad en aceleración se encuentra en el epígrafe II.4.

Finalmente, se propone un espectro de respuesta elástica en roca de forma estándar

(basado en bibliografía especializada) y con ordenada espectral cero en 0,08 g (Fig.

7.4). Según este espectro la aceleración espectral máxima (0,2 g) se alcanza entre

los periodos 0,1 y 0,4 s.

En resumen, el procedimiento para determinar el Terremoto de Proyecto en el “Estudio de

Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz fue correcto y de acuerdo con la legislación vigente en

aquel momento. Sin embargo, de acuerdo a la legislación vigente en la actualidad,

considerando concretamente el Reglamento de Presas de 1996, faltaría la determinación del

Terremoto Extremo. Por otra parte, dado que se han encontrado inconsistencias en algunos

parámetros del cálculo de la peligrosidad (ver epígrafe II.6.2) se hace necesario ejecutar el

programa EQ-RISK de nuevo para comprobar si existen muchas diferencias respecto al

valor de la “Intensidad de Diseño” propuesta en el estudio (ver siguiente apartado).


II.6.4 ANÁLISIS DE LOS RESULTADOS OBTENIDOS

En este apartado se analizan los resultados de peligrosidad del “Estudio de Riesgo Sísmico”

de la presa de Itoiz, concretamente el de la “Intensidad de Diseño” de periodo de retorno

1.000 años, teniendo en cuenta las inconsistencias más importantes encontradas en el

análisis del mencionado estudio (epígrafe II.6.2).

El programa EQ-RISK se ha vuelto a ejecutar considerando los datos que figuran realmente

en el texto y tablas del estudio y no en el fichero de salida del EQ-RISK (ver Apéndice 3 del

“Estudio de Riesgo Sísmico”). Concretamente se ha realizado una ejecución empleando el

valor de beta de la Zona 5 mostrado en la Tabla 5.9 y, usando la ley de atenuación del

“pirineo” en la Zona 3, tal y como aparece en la Tabla 6.2. El resultado para periodo de

retorno 1.000 años es una intensidad de VII (7,00), valor prácticamente igual al obtenido en

el “Estudio de Riesgo Sísmico” (6,98). En cualquier caso, el valor de aceleración sísmica

que puede obtenerse en ambos casos es el mismo: 0,08 g.

Además de estas consideraciones sería deseable volver a ejecutar el cálculo empleando las

coordenadas y geometría exactas de las zonas sismogenéticas, cuestión que queda fuera

de las posibilidades del presente informe. Sin embargo, la influencia sobre los resultados de

esta cuestión posiblemente sea menor que la relacionada con el parámetro beta y leyes de

atenuación, analizadas más arriba.

En resumen, del análisis de la influencia sobre los resultados de las inconsistencias más

importantes encontradas en el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz se

comprueba que el valor de 0,08 g para periodo de retorno 1.000 años es correcto.

II.6.5 COMPARACIÓN DE LOS RESULTADOS CON LA NCSE-02

Resulta de gran interés comparar los resultados del “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa

de Itoiz con las acciones sísmicas que podrían definirse para el emplazamiento de la presa

de acuerdo con la normativa vigente.


De acuerdo al Reglamento de Presas de 1996, localizándose la presa de Itoiz en una zona

de sismicidad moderada, no sería preceptivo la realización de un estudio de peligrosidad

sísmica específico. De este modo, las acciones sísmicas de diseño para el Terremoto de

Proyecto (periodo de retorno 1.000 años) y para el Terremoto Extremo (periodo de retorno

3.000 años) pueden deducirse directamente de la parte general de la NCSE-02.

En el Cuadro II.2 se comparan los valores de aceleración sísmica horizontal para terreno

Tipo I (Roca) que se deducen para los periodos de retorno de 1.000 y 3.000 años según la

NCSE-02 y los obtenidos en el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz. Los detalles

del cálculo de acuerdo a la NCSE-02 se encuentran en el epígrafe II.5 del presente informe.

En el caso del “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz ha sido necesario ejecutar

de nuevo el programa EQ-RISK para obtener la Intensidad de periodo de retorno 3.000

años, resultando VII-VIII (7,36).

En la Figura II.3 se comparan los espectros de respuesta elásticos en aceleraciones

horizontales espectrales que resultan del “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz y

los que resultan de aplicar la NCSE-02 para un terreno Tipo I (Roca) para los periodos de

retorno de 1.000 y 3.000 años.

Destaca la coincidencia encontrada entre el valor de la aceleración sísmica y espectro de

respuesta para periodo de retorno 1.000 años del “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa

de Itoiz con los obtenidos de aplicar la NCSE-02 para periodo de retorno 3.000 años.

Esta coincidencia no es meramente casual y se explica, entre otras, por dos razones

principales. La primera es que tanto el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz

como el mapa de peligrosidad de la NCSE-02 fueron hechos en términos de Intensidad y,

posteriormente, los resultados se transformaron a aceleraciones usando la misma relación

de conversión (la que establecía la antigua norma PDS-1 de 1974). Al aplicar este

procedimiento se reduce sensiblemente la disparidad entre los resultados de peligrosidad

que pudiera haber de un estudio a otro.

La segunda razón radica en que los valores de aceleración básica que da la NCSE-02 no

son para Roca, sino que se asume que son representativos, en general, de suelos Tipo II


(Terreno Duro), dado que proceden de la conversión empírica de valores de Intensidad (que

es una medida de los efectos del terremoto pero no del movimiento del terreno en sí) en

aceleraciones sísmicas. De hecho, para obtener la aceleración en Roca el valor de la

aceleración sísmica básica se debe multiplicar por un factor de amplificación (S) que vale,

en este caso, 0,8. Efectivamente, si admitiéramos que la presa de Itoiz se cimenta sobre un

suelo Tipo II (C=1,3) el valor de la aceleración de cálculo para periodo de retorno 1.000 y

3.000 años sería de 0,07 y 0,10 g, respectivamente. Estos resultados serían muy similares a

los obtenidos en el “Estudio Riesgo Sísmico” de la presa, donde se ha asumido

directamente que la ecuación de transformación de la intensidad en aceleración da valores

representativos de Roca. Finalmente, los espectros de respuesta son coincidentes porque

la forma espectral adoptada en el “Estudio de Riesgo Sísmico” es la misma que la de la

NCSE-02 para terreno Tipo I.

En resumen, tanto los valores de aceleración sísmica horizontal como los del espectro de

respuesta elástica obtenidos en el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz son

superiores a los que se obtendrían de aplicar la NCSE-02 para calcular la peligrosidad en el

emplazamiento, tanto en el caso del Terremoto de Proyecto (periodo de retorno 1.000 años)

como en el del Terremoto Extremo (periodo de retorno 3.000 años).

Cuadro II.2. Comparación entre los valores de laaceleración sísmica horizontal obtenidos en el“Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoizcon los obtenidos aplicando la NCSE-02. Losdetalles del cálculo según la NCSE-02 seencuentran en el epígrafe II.5.

Periodo deRetorno

Estudio deRiesgo Sísmico NCSE-02

1.000 añosTerremoto

de Proyecto0,08 g 0,052 g

3.000 añosTerremotoExtremo

0,10 g 0,08 g


0.00

0.05

0.10

0.15

0.20

0.25

0.30

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0Periodo (s)

Acel

erac

ión

espe

ctra

l (g)

ξ =5%ξ =5%

K = 1.0

PR= 3000 años (Calculado sobre la base del Estudio de R.S. de 1989)

PR= 3000 años (NCSE-02)PR= 1000 años (Estudio de R.S. de 1989)


Figura II.3 Comparación entre el espectro de respuestaelástica en aceleraciones horizontales obtenido en el“Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz paraperiodo de retorno 1.000 años y el que resultaría deconsiderar un periodo de retorno de 3.000 años, con losobtenidos aplicando la NCSE-02. Nótese la coincidenciaentre los espectros de respuesta para 1.000 y 3.000 añosdel “Estudio de Riesgo Sísmico” y NCSE-02,respectivamente. Los detalles del cálculo a través de laNCSE-02 se encuentran en el epígrafe II.5.


II.7 OTROS ESTUDIOS RELACIONADOS CON LA PELIGROSIDAD SÍSMICA EN ITOIZ

En este apartado se discuten otros informes, diferentes del “Estudio de Riesgo Sísmico” de

la presa, que tratan algunos aspectos relacionados con la peligrosidad sísmica en Itoiz.

Debe mencionarse que también se ha consultado el “Anejo Sismológico” del “Proyecto del

Embalse de Lumbier” del año 70. Se trata de un breve informe donde se emplean

procedimientos y métodos muy antiguos, fuera del contexto actual, por lo que no se

considerarán sus resultados.

1) TÍTULO: Deslizamientos de vertientes en la cerrada del embalse de Itoiz

AÑO: 1999

AUTOR: Antonio C. Casas, Dpto. de Ciencias de la Tierra (Universidad de Zaragoza).

RESUMEN:

Se trata de un breve informe centrado fundamentalmente en alertar del peligro de

deslizamiento de la ladera izquierda de la cerrada por efecto del llenado del embalse

que, además, se vería muy favorecido por la ocurrencia de un movimiento sísmico.

Sobre ésto último, el autor revisa sucintamente la sismicidad de la región y concluye

que el máximo terremoto sentido en un entorno sismotectónico similar al que se

localiza la presa es el terremoto de Martes de 1923, de intensidad epicentral VIII. El

autor crítica que no se haya tenido en cuenta un terremoto de igual grado en el

“informe técnico del embalse” (se supone que se refiere al proyecto de construcción

de la presa). Así mismo, discute el valor de aceleración sísmica que se podría

asociar con un terremoto de tal intensidad, y pone de manifiesto la posibilidad de

obtener valores mayores que los que se derivan de aplicar la ecuación de

transformación de la norma sísmica española.

COMENTARIOS:

En el informe se tocan dos aspectos relativos a la peligrosidad sísmica en Itoiz:

1) La no consideración en el proyecto de construcción del terremoto de Martes

(Huesca) de 1923 e Intensidad VIII. En el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de

Itoiz sí se considera este terremoto, tanto en el cálculo probabilístico como en el


determinista. Ahora bien, los autores del estudio estiman que su consideración en el

cálculo de la presa es excesivamente conservador dado el alto periodo de retorno

que presenta este terremoto. Este aspecto es discutido con mayor detalle en el

epígrafe II.6.3

2) El autor señala la posibilidad de usar otras ecuaciones de conversión de la

Intensidad en aceleración sísmica que resulten en valores superiores a los que

predice la ecuación oficial de la Norma. Esta afirmación es totalmente correcta, de

hecho, la ecuación de la norma da, en comparación con otras ecuaciones usadas en

otros estudios de peligrosidad sísmica en España, valores menores. Sin embargo, la

cuestión de fondo en este asunto no es si usar una u otra ecuación, sino evitar su

uso, dada la fuerte dispersión que presentan estas ecuaciones respecto a los datos

de entrada y entre las obtenidas por diferentes autores. Este aspecto se discute con

mayor detalle en el epígrafe II.4.

2) TÍTULO: Sismicidad inducida por el embalse de Itoiz

AÑO: Febrero de 2005

AUTOR: Dr. Antonio C. Casas, Dpto. de Ciencias de la Tierra (Universidad de Zaragoza).

RESUMEN:

Este estudio, realizado por el mismo autor que el anterior, se llevó a cabo tras la

ocurrencia de la serie sísmica de Lizoáin (18/09/2005, mbLg=4,6). El informe está

centrado en atribuir la ocurrencia de esta serie al efecto del llenado del embalse. En

relación con la peligrosidad sísmica, el autor señala que, dado que la sismicidad

inducida es un efecto que puede seguir teniendo lugar varios años después de la

puesta en carga del embalse, no se puede descartar que vuelva a ocurrir una serie

sísmica similar, o de mayor magnitud, localizada más cerca de la presa. Esta

situación, según el autor, podría ser la causa determinante de la pérdida de

estabilidad de la ladera izquierda y de la ocurrencia de una catástrofe. Por otra parte,

el autor estima una intensidad epicentral del terremoto de 18 de Septiembre de VI-

VII.

COMENTARIOS:

De la lectura de este informe se desprende el interés que tendría la realización de un

análisis de estabilidad dinámica de ladera y presa que zanjase definitivamente


cualquier duda relativa a la seguridad de las poblaciones aguas abajo. En nuestra

opinión, la realización correcta de este análisis debería ir precedida de un estudio de

peligrosidad sísmica actualizado y moderno en el que se definieran los posibles

escenarios sísmicos a considerar en el análisis dinámico de la presa y ladera.

La intensidad epicentral de VI-VII que el autor estima para el terremoto del 18 de

Septiembre contrasta fuertemente con la intensidad máxima de V obtenida por el

Instituto Geográfico Nacional. En nuestra opinión el valor de VI-VII está

sobreestimado. Basta contrastar los daños que provocó el reciente terremoto de 29

de Febrero de este año en La Paca (Murcia), de intensidad máxima VI, con los que

provocó el terremoto de Lizoáin.

3) TÍTULO: Informe de auscultación de la presa de Itoiz. Tomo I. Memoria.

AÑO: Enero de 2005

AUTOR: Ingeniería del Suelo, S.L. (Madrid)

RESUMEN:

Se trata de la memoria de la revisión de los diferentes sistemas de auscultación con

los que cuenta la presa y la ladera del estribo izquierdo. En la introducción se señala

que se presta especial atención en estudiar si alguno de los movimientos sísmicos de

la serie de Lizoáin de 18 de Septiembre de 2005 ha podido producir algún efecto

sobre la presa. En la presa se hayan instalados tres acelerómetros digitales,

aproximadamente situados en el fondo (cota 476 m, equipo C47) y coronación (cota

574 m, equipo MAS) del bloque 1 y en el fondo (cota 530 m, equipo C53) del bloque

21. En la memoria figuran los acelerogramas de los equipos instalados en el fondo

del bloque 1 y 21 para el evento principal de la serie y para una réplica. En relación

con el evento principal (mbLg=4,6) el acelerograma del equipo C47 registró una

aceleración pico de 0,04828 g en la componente longitudinal y el del equipo C53 una

de 0,04568 g en la componente transversal. El informe de auscultación finaliza

asegurando que el estado de la presa, así como el de la ladera, son correctos y que

los sismos acaecidos no han dejado ningún vestigio significativo.

COMENTARIOS:


Los resultados de este informe evidencian la estabilidad de la presa y ladera ante

aceleraciones máximas horizontales del terreno de al menos 0,05 g, posiblemente

superiores, dado que ninguno de los acelerómetros situados en la base de la presa

puede considerarse que esté en campo libre. Este aspecto se discute con mayor

detalle en los comentarios del siguiente informe.

Para estimar correctamente la aceleración máxima en roca de futuros terremotos, así

como otros parámetros de interés, sería necesario contar con al menos un

acelerómetro instalado fuera del cuerpo de la presa, en campo libre y sobre el

basamento rocoso. Adicionalmente deberían instalarse acelerómetros en la ladera

para cuantificar el posible efecto de amplificación (por suelo o topografía). De este

modo se contaría con información muy valiosa para realizar un análisis dinámico real

de la ladera.

4) TÍTULO: Informe sobre los terremotos ocurridos en Itoiz (Navarra) en septiembre de

2004.

AÑO: Enero de 2005

AUTOR: Dr. Juan J. Rueda Núñez, Instituto Geográfico Nacional (Madrid)

RESUMEN:

Este informe está centrado en el estudio de la serie sísmica de Itoiz, si bien se tocan

aspectos de interés en peligrosidad sísmica. Concretamente, se presentan los

espectros de respuesta obtenidos de los registros de los acelerómetros instalados en

la presa (ver resumen del anterior informe) más otro localizado en un edificio

colindante. El autor considera que sólo el equipo denominado de “fondo” (no se

aclara si es el C47 ó C 53) puede considerarse que esté en campo libre. Su espectro

de respuesta queda dentro de la forma espectral que provee la norma NCSE-02.

Este hecho sirve al autor para afirmar que el espectro de la Norma es aplicable en la

zona.


COMENTARIOS:

En nuestra opinión el acelerómetro C47, o el C53, no son representativos de campo

libre. En la visita realizada a la presa pudimos comprobar como el C47 se sitúa sobre

un dado de hormigón solidario con el muro de la presa y el C53 sobre una estructura

metálica anclada en el muro de la presa. El valor real de aceleración máxima que

tuvo lugar bajo la presa es desconocido, pero probablemente fue superior a los picos

registrados en los acelerogramas de ambos aparatos.


II.8 CONCLUSIONES

Las acciones sísmicas obtenidas en el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz,

contenido en los proyectos de construcción de los años 1989 y 1992, cumplen con las

prescripciones técnicas de la normativa vigente sobre construcción sismorresistente (Parte

General de la NCSE-02) y sobre seguridad de presas ante seísmos (artículo 18 del

Reglamento Técnico sobre Seguridad de Presas y Embalses).

Se ha comprobado que la acción sísmica propuesta para periodo de retorno 1.000 años

(Terremoto de Proyecto) equivale a la acción sísmica de periodo de retorno 3.000 años

(Terremoto Extremo) que resultaría de aplicar la NCSE-02.

El “Estudio de Riesgo Sísmico” de la presa de Itoiz es mejorable respecto a las

metodologías modernas de análisis de la peligrosidad sísmica en emplazamientos de

infraestructuras críticas.


II.9 RECOMENDACIONES

A continuación se presentan las principales recomendaciones dirigidas a: 1) Incrementar y

mejorar los datos disponibles y, 2) Emplear técnicas de análisis conformes con el

conocimiento científico-técnico actual.

Incrementar y mejorar los datos disponibles:

Se recomienda la instalación de al menos tres nuevos acelerómetros en el entorno de la

presa de Itoiz. Uno de ellos debe emplazarse en campo libre y sobre basamento rocoso a

cierta distancia de la presa. Los otros dos deben instalarse sobre la ladera, también en

campo libre, uno en la parte inferior y otro en la parte superior.

Emplear técnicas de análisis conformes con el conocimiento científico-técnico actual:

Se recomienda la realización de un nuevo estudio de peligrosidad sísmica de acuerdo con

metodologías más modernas del análisis de la peligrosidad sísmica dentro de las labores de

seguimiento y control del programa de puesta en carga y funcionamiento a largo plazo de la

presa.

Este estudio estará orientado a proveer la acción sísmica requerida para realizar un análisis

dinámico de la ladera y presa (espectros de respuesta de probabilidad uniforme y/o

acelerogramas reales del movimiento del suelo para diferentes escenarios sísmicos).

En relación con el nuevo estudio de la peligrosidad sísmica propuesto, se detallan a

continuación los aspectos de mayor relevancia que deberían considerarse:

En relación con la metodología:

Estudio sismotectónico y de fallas en el entorno de la presa, definición de uno o

varios modelos de fuentes sismogenéticas, estimación de las magnitudes máximas

posibles en cada fuente en base a métodos geológicos, empleo de un catálogo

sísmico homogenizado a magnitud.


En relación con el cálculo de la peligrosidad:

Empleo de una o varias leyes de atenuación de parámetros físicos del movimiento

del terreno (e.g.: aceleración pico y espectral, velocidades), análisis de las

incertidumbres en los resultados asociadas a la ley de atenuación empleada y

modelo de fuentes sismogenéticas, desagregación de la peligrosidad sísmica en el

emplazamiento.

En relación con los resultados:

Obtención de espectros de respuesta de probabilidad uniforme, definición de

escenarios sísmicos y de sus respectivas acciones sísmicas en el emplazamiento,

cuando sea posible en términos de la historia temporal completa del movimiento

sísmico (acelerogramas reales).


II.10 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Cornell, C.A. (1968). Engineering seismic risk analysis. Bulletin of the Seismological Society

of America, 58, 1583-1606.

McGuire, R.K. (1976). EQRISK, Evaluation of earthquake risk to site. Open File report 7667,

USGS, USA, 90 pp.

García-Mayordomo, J., Faccioli, E. y Paolucci, R. (2004). Comparative Study of the Seismic

Hazard Assessments in European National Seismic Codes. Bulletin of Earthquake

Engineering, 2, 51–73.

Buforn, E., Benito, B., Sanz de Galdeano, C., del Fresno, C., Muñoz, D. y Rodríguez, I.

(2005) Study of the damaging earthquakes of 1911, 1999, and 2002 in the Murcia,

Southeastern Spain, region: seismotectonics and seismic risk implications. Bulletin of the

Seismological Society of America, 95(2), 549-567.

Giner, J.J., Molina., S. y Jauregui, P. (2002). Advantages of using sensitivity analysis in

seismic hazard assessment: a case study of sites in southern and eastern Spain. Bulletin of

the Seismological Society of America, 92(2), 543-554.

Martín, A.J. (1984). Riesgo sísmico en la Península Ibérica. Tesis Doctoral, Universidad

Politécnica de Madrid. 2 tomos.

Medvedev, S.V. y Sponheuer, W. (1969). Scale of seismic intensity. Proccedijngs of 4th

World Conference on Earthquake Engineering, Santiago de Chile (Chile), A-02, 143-153.

Molina Palacios, S. (1998). Sismotectónica y Peligrosidad Sísmica del Área de Contacto

entre Iberia y África. Tesis Doctoral. Universidad de Granada.

Peláez Montilla, J.A. y López Casado, C. (2002). Seismic Hazard estimate at the Iberian

Peninsula. Pure and Applied Geophysics, 159, 2699-2713.


PARTE IIICONDICIONES DE ESTABILIDAD DE LA

LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA DE ITOIZ

INDICE

III-1. INTRODUCCIÓN .............................................................................................................1

III-2. DOCUMENTACIÓN CONSULTADA ...............................................................................2

III-3. ANTECEDENTES ...........................................................................................................4

III-4. CONDICIONES GEOLÓGICAS ......................................................................................6

III-4.1. Situación geológica ...........................................................................................6

III-4.2. Geología de la cerrada .....................................................................................8

III-4.3. Estructura del macizo rocoso ..........................................................................11

III-4.4. Calidad geomecánica .....................................................................................13

III-4.5. Permeabilidad de los materiales .....................................................................13

III-5. CONDICIONES DE ESTABILIDAD DE LA LADERA IZQUIERDA ...............................15

III-5.1. Problemática planteada ..................................................................................15

III-5.2. Características geológico-geotécnicas de la ladera izquierda ........................16

III-5.2.1. Aspectos morfológicos y geométricos ..............................................16

III-5.2.2. Litología y estructura ........................................................................18

III-5.2.3. Propiedades geomecánicas .............................................................20

III-5.2.4. Condiciones hidrológicas e hidrogeológicas ....................................23

III-5.3. Medidas y observaciones de movimiento en la ladera izquierda ....................25

III-5.3.1. Registros instrumentales de movimientos ........................................25

III-5.3.2. Observaciones de campo .................................................................30

III-5.3.3. Resumen ..........................................................................................31

III-5.4. Análisis de estabilidad ....................................................................................33

III-6. CONCLUSIONES SOBRE LA ESTABILIDAD DE LA LADERA IZQUIERDA ...............39

III-6.1. Megacapa rocosa ...........................................................................................39

III-6.2. Megacapa detrítica .........................................................................................43

III-7. RECOMENDACIONES .................................................................................................47

Parte III. Condiciones de Estabilidad de la Ladera Izquierda de la Presa de Itoiz 1

PARTE TERCERACONDICIONES DE ESTABILIDAD DE LA LADERA IZQUIERDA

III-1. INTRODUCCIÓN

En el presente apartado se exponen los resultados obtenidos de la revisión detallada de los

estudios e informes en relación con las condiciones de estabilidad de la ladera izquierda de

la Presa de Itoiz, de acuerdo con el Convenio de Colaboración entre el Ministerio de Medio

Ambiente y el Ilustre Colegio de Geólogos de España (ICOG).

Los principales objetivos de este apartado se focalizan en analizar las condiciones de

estabilidad de la ladera izquierda próxima al estribo de la presa de Itoiz, valorando la

suficiencia de los estudios y trabajos de investigación anteriormente realizados en el ámbito

de aplicación específico del embalse, detectar en su caso las carencias, insuficiencias o

defectos de los estudios y trabajos, y proponer, también en su caso, las medidas necesarias

para mantener el nivel de seguridad de la presa.

Para alcanzar dichos objetivos se ha llevado a cabo una detallada revisión y análisis de la

información disponible, referenciada en el Anexo IV de este informe, así como un

reconocimiento de campo específico, comprobándose sobre el terreno los diversos aspectos

geológicos, geotécnicos, tectónicos, geomorfológicos e hidrogeológicos referidos en la

información analizada en gabinete.


III-2. DOCUMENTACIÓN CONSULTADA

Para la redacción de la presente Parte III del informe se ha llevado a cabo una exhaustiva

revisión de toda la documentación disponible referente al embalse de Itoiz, tal como estudios

geológicos, proyecto constructivo, informes específicos de los distintos aspectos

constructivos, estabilidad de la presa, investigaciones y ensayos, instrumentación y

auscultación, sismicidad, etc. En referencia a los estudios sobre la ladera izquierda del

embalse de Itoiz se ha estudiado con mayor detalle la siguiente documentación:

- Regulación de los ríos Irati y Aragón. Anteproyectos de los embalses de Aoiz (Navarra),

Aspurz (Navarra) y Berdun (Zaragoza-Huesca). Informe geológico sobre la presa de

Aoiz, Río Irati (Navarra). Nov. 1975. Servicio Geológico de Obras Públicas.

- Proyecto de la Presa de Itoiz (Navarra) (02/89). Clave:09.123.122/2111. Anejo Nº 5

Estudio geológico-geotécnico del embalse: memoria, planos y apéndices. Año 1989.

Dirección General de Obras Hidráulicas. MOPU.

- Informe sobre las posibilidades de deslizamiento de la ladera izquierda del Embalse de

Itoiz. Dic. 1989. INTECSA.

- Proyecto de construcción de la Presa de Itoiz. Clave:09.123.122/2113. Anejo Nº 2:

Estudio geológico y geotécnico. Sept. 1992. ARBEA U.T.E.

- Informe IV. Estudio geológico y geotécnico de la "megacapa”. Abr. 1996. ARBEA U.T.E.

- Deslizamientos de Vertientes del Embalse de Itoiz. May 1999. Antonio Casas.

- Expediente Nº 99 GT 1391. Sondeos de reconocimiento. Instrumentación de la

megacapa Presa de Itoiz, Aoiz (Navarra). Dic. 1999. Arco Tecnos, S.A.

- Informe Analítico sobre los diferentes riesgos catastróficos que causarán los

deslizamientos provocados por la inundación continuada del proyectado Embalse de

Itoiz al sumergirse bajo sus niveles los pies o zonas basales de las laderas del vaso; y

sobre los diversos problemas que esos deslizamientos plantean a la seguridad de las

dos presas que conforman el embalse. Riesgos catastróficos y problemas de seguridad

que ponen en peligro a personas y bienes; tanto hacia aguas abajo como hacia aguas

arriba de las citadas presas. Jul 2000. Arturo Rebollo (Civiltec, S.A.)

- Informe geológico-geotécnico de la ladera izquierda aguas arriba de la Presa de Itoiz.

Jul. 2000. Charles Joulain-Francisco Sánchez. ARBEA U.T.E.

- La seguridad del Embalse de Itoiz. Mar. 2001. ARBEA U.T.E.


- La ladera de la margen izquierda del Embalse de Itoiz. Jul. 2005. Confederación

Hidrográfica del Ebro.

En total se han revisado más de 80 documentos los cuales se referencian en el Anexo IV.


III-3. ANTECEDENTES

En el “Informe geológico sobre la presa de Aoiz. Río Irati (Navarra)” realizado en 1975 por el

Servicio Geológico de Obras Públicas, basado principalmente en reconocimientos

geológicos de campo, la ejecución de 5 sondeos mecánicos y dos perfiles de sísmica de

refracción, ya se alertaba de la existencia de una zona potencialmente inestable en la ladera

izquierda del emplazamiento de la presa de hasta más de 15-20 m de espesor, cuya

velocidad de propagación de ondas longitudinales se encontraba entre 1.100 <Vs<1.900

m/s.

Desde entonces, en los sucesivos reconocimientos y estudios, siempre se ha tenido en

consideración dicha circunstancia, mejorándose progresivamente el conocimiento de la

geometría y alcance de la zona potencialmente inestable, que culminó con el trabajo

“Informe geológico-geotécnico de la ladera izquierda aguas arriba de la presa de Itoiz”

elaborado por ARBEA UTE en julio de 2000 y redactado por Charles Joulain y Francisco

Sánchez. Este informe tomó como referencia todas las investigaciones y estudios anteriores,

especialmente los reconocimientos geotécnicos (sondeos mecánicos anteriores, perfiles de

sísmica de refracción, etc.), y sobre todo los resultados obtenidos de la exhaustiva campaña

de sondeos geotécnicos realizada en 1999 para dicho estudio por ARBEA UTE (39 sondeos,

con un total de más de 1.450 m de perforación, de los cuales 10 se instrumentaron con

inclinómetros y 10 con piezómetros).

En el citado informe de julio de 2000 se llevó a cabo un estudio detallado de las distintas

unidades geológicas que constituyen la ladera izquierda, definiendo con precisión la

estructura del macizo rocoso, y de los depósitos superficiales, con levantamiento de una

serie de perfiles geológicos y una sectorización pormenorizada de la ladera, entre otros

trabajos. También se llevaron a cabo análisis de estabilidad de los distintos sectores de la

ladera potencialmente inestable, desde estudios de estabilidad retrospectiva (“back

analysis”) locales, hasta análisis de estabilidad de la ladera en su conjunto.

Desde 1995 la Confederación Hidrográfica del Ebro está auscultando la ladera izquierda del

embalse de Itoiz en profundidad mediante 6 extensómetros de varillas (1995-2005) y 10

inclinómetros (1999-2005), con una periodicidad de lectura semanal a mensual, midiéndose


el posible movimiento de la ladera según la dirección de máxima pendiente del terreno y la

dirección ortogonal a la misma.

Desde finales de 1999 se han medido, con GPS de alta precisión, las potenciales

inestabilidades de la superficie de la ladera mediante hitos topográficos situados junto al

emboquille de los sondeos y en otros puntos de la ladera y la cerrada, disponiéndose en la

misma de 30 hitos topográficos.

Por otro lado, se han medido las presiones intersticiales mediante piezómetros instalados en

el interior de los sondeos (8 uds. durante 1995-1999 y 20 más, 28 uds., en 1999-2005) con

una periodicidad de lectura semanal-quincenal. Las lecturas sucesivas han permitido

efectuar un seguimiento de la variación de las presiones intersticiales con las oscilaciones

estacionales, y con el proceso de puesta en carga del embalse.

En este marco de estudios técnicos encargados por la Confederación Hidrográfica del Ebro

a distintos consultores, empresas de ingeniería y de construcción, han surgido diversas

demandas y peticiones canalizadas a favor de la denominada “Coordinadora de Itoiz” que

aseguraban la posibilidad de que se produjese el movimiento de la ladera izquierda de la

presa, con consecuencias catastróficas. Estas demandas estaban basadas en varios

informes técnicos que se incluyen en el Anexo IV, Cuadro 3 de este informe.


III-4. CONDICIONES GEOLÓGICAS

III-4.1. SITUACIÓN GEOLÓGICA

La presa se sitúa al S del macizo de Oroz-Betelu, en materiales del Terciario (Paleoceno-

Eoceno) afectados por plegamientos alpinos de dirección E-W. Este macizo está constituido

por materiales triásicos rodeados por una aureola de formaciones cretácicas con estructura

de rumbo sensiblemente E-W.

La orientación estructural E-W de la zona permite sectorizar el área del embalse según el

siguiente recorrido de N a S (Ver Figura 4.1.):

- Zona Norte: domo de Oroz-Betelu. Entre los pueblos de Espinal y Arrieta en el río Urrobi,

y entre Garralda y Oroz-Betelu en el río Irati. Se trata de una franja de 4 km de anchura y

orientación E-W, constituida por una estructura anticlinal de amplio radio de curvatura.

Se trata de materiales triásicos, principalmente areniscas del Bundsandstein. Presenta

un núcleo rocoso devónico discordante de cuarcitas y esquistos.

- Zona Media, al sur de la anterior y en una franja E-W de 2,5 a 4,0 km de anchura. Son

afloramientos del Cretácico inferior (Albiense-Cenomaniense). Se trata de calizas

brechoides, calcarenitas y calizas organógenas. Este Cretácico está depositado sobre el

Triásico y se ve afectado por fuertes plegamientos de rumbo E-W.

- Zona Sur, que comprende la mayor parte del embalse y la totalidad del entorno de la

presa. Está constituida por materiales terciarios (Paleoceno-Eoceno) cuya secuencia en

el cimiento de la presa y en ambas laderas se describe en el apartado siguiente. En el

cimiento de la presa y las laderas anexas los materiales son eocenos, concretamente de

edad Cuisiense-Luteciense medio.


Figura 4.1.: Esquema geológico regional de la zona pirenaica. Se señala la situaciónaproximada de la presa de Itoiz. Tomado de Varnolas, A. y V Pujalte (2004). La CordilleraPirenaica. Definición, límites y división. En: Geología de España. Ed. J.A. Vera. pp 233-241.


III-4.2. GEOLOGÍA DE LA CERRADA

Para la descripción geológica de la cerrada de la presa se cuenta con la información

obtenida en las sucesivas campañas de sondeos mecánicos y de prospección geofísica

mediante sísmica de refracción. En 1975, 1987 y 1993 se realizaron un total de 33 sondeos

mecánicos en la cerrada. En 1995 se llevaron a cabo 10 sondeos mecánicos en el camino

de rodadura del blondín, los cuales se instrumentaron mediante 8 piezómetros (4 sondeos) y

6 extensómetros de 2 varillas (6 sondeos). En 1999 se perforaron otros 39 sondeos en la

ladera izquierda, de los cuales 10 fueron instrumentados con inclinómetros y otros 10

sondeos con 20 piezómetros (2 piezómetros por sondeo).

El conocimiento geológico del entorno de la presa ha ido evolucionando a lo largo del

tiempo, según se iban desarrollando sucesivos estudios, reconocimientos y campañas de

investigaciones, de modo que al inicio de la construcción de la presa ya se tenía un

conocimiento muy detallado de los distintos aspectos geológicos, geotécnicos e

hidrogeológicos de los materiales.

La cerrada de la presa, así como su ladera izquierda, está formada por una secuencia

sedimentaria homoclinal de edad terciaria (Eoceno) de materiales carbonatados formados

por calizas margosas, detríticas a micríticas, margas con facies de flysch y con

intercalaciones brechoidales detríticas a areniscosas. En definitiva, se trata de una serie

sedimentaria de margas, calizas y areniscas. Predominan las formaciones turbidíticas

correspondientes al denominado “Grupo de Hecho”, también conocido como flysch eoceno

surpirenaico.

El macizo rocoso donde se emplaza la presa y que constituye las laderas de la cerrada está

definido por 11 estratos principales, también definidos en algunos informes como series o

niveles, separados por planos de estratificación. Estos estratos son los mismos a ambos

lados de la presa y las formaciones tienen continuidad geométrica en ambas márgenes.

La descripción resumida de los estratos reconocidos se enumera a continuación. Se emplea

la terminología utilizada en los informes más actualizados:


- Serie superior: Secuencia de terrenos flyschoides con una potencia superior a 100 m.

- Serie I: Calizas brechoides, calizas y calizas margosas. Potencia entre 40 y 50 m.

- Serie II: Calizas brechoidales negras. Potencia de 20-25 m.

- Serie III y IV: Calizas margosas azuladas y secuencia flyschoide. Potencia de 35 a 40 m.

- Serie V: Calizas oscuras brechoidales. Potencia de 35 a 40 m. Muy similar al estrato II.

- Serie VI: Margo-calizas y calizas margosas. Potencia de 28 a 30 m.

- Serie VII: Margo-calizas, margas y turbiditas. Potencia de 19 a 20 m.

- Serie VIII: Margo-calizas. Potencia de 8 a 9 m.

- Serie IX: Areniscas y brechas de potencia 5 a 6 m.

- Serie X: Margas y calizas oscuras inferiores. Potencia superior a 30 m.

La zona presenta un pliegue anticlinal muy suave de orientación Este-Oeste con inmersión

hacia el W, situándose la presa en el flanco N del mismo. Los estratos presentan una

dirección de N10º-20ºE, con un buzamiento medio de 20º hacia el W en la cerrada de la

presa, siendo de unos 30º aguas arriba de la misma. En la ladera izquierda sobre la presa el

buzamiento medio de los estratos varía de 12º a 19º hacia los 270º-300º (W-NW).

En la parte inferior de la ladera izquierda y mayoritariamente por debajo de la cota 590 (cota

de máximo embalse), aparecen unos depósitos coluviales de hasta 20-25 m de espesor,

constituidos principalmente por materiales granulares, incluso por bloques de gran tamaño a

partir de 10 m de profundidad, excepto en la zona del pie de la ladera y en los primeros

metros más superficiales, donde los depósitos son más arcillo-limosos. A estos depósitos,

se les ha denominado “megacapa detrítica”, término empleado en los informes y mantenido

en todos los documentos consultados. En definitiva, se trata de un depósito coluvial

cuaternario producido por la dinámica gravitacional de la ladera, sin relación alguna con el

término de “megacapa”.

Este depósito coluvial (“megacapa detrítica”) se encuentra rellenando un paleorrelieve muy

acusado, presentando algunos de sus límites laterales resaltes importantes. Incluso existe

una zona de “umbral” que consiste en una elevación rocosa constituida por el denominado

estrato III (calizas margosas azuladas y secuencia flyschoide) sobre el cual el espesor de

depósitos cuaternarios es prácticamente nulo. El encajamiento del depósito en un relieve

estructural le confiere una gran estabilidad global, si bien en superficie se observaron en su


día procesos de inestabilidad en los metros superficiales y sobre todo en las zonas más

arcillo-limosas, por fenómenos de reptación de escasa importancia.

En la misma ladera, por encima de la cota de máximo embalse, se encuentra en superficie

una masa rocosa con una extensión de unas 18.5 ha y cuyo espesor supera los 30 m en

algunos puntos. Esta masa rocosa presenta en gran parte un recubrimiento coluvial de hasta

10-15 m de espesor. Consiste en un material de naturaleza rocosa y estructura caótica

apoyado sobre las formaciones rocosas de la ladera que constituyen el sustrato,

concretamente sobre los estratos III y IV, con el contacto inferior subparalelo a la

estratificación de dichas formaciones. A esta formación es a la que se le denomina

“megacapa rocosa”.

La zona de contacto entre la “megacapa rocosa” y el sustrato rocoso consiste, en la mayoría

de los puntos donde se observa, en una transición neta constituida por fragmentos de roca

triturada. En algún punto se observa un nivel de 3 a 6 cm de una brecha constituida por

fragmentos angulosos de calizas con escasa matriz de arena y arcilla. En el sondeo SI-5

aparece dicho material brechífero en un testigo que contiene parte del sustrato y de la

“megacapa rocosa”. Este material brechífero sólo se corta en algunos sondeos, y se observa

en puntos concretos de la ladera, donde aflora el contacto.

Al pie de la “megacapa rocosa”, ladera abajo junto al estribo izquierdo, se observan estrías

sobre el sustrato rocoso que muestran la dirección de un antiguo movimiento. Las estrías

presentan dos orientaciones: la primera con inmersión de 12º hacia los 261º y la segunda de

13º hacia los 265º. Reflejan la dirección de un antiguo movimiento con dos direcciones

subparalelas, pero no coincidentes con la estratificación del macizo rocoso. El movimiento

no siguió la máxima pendiente actual de los estratos, determinada por su buzamiento, sino

que se desplazó hacia el río Irati a favor de una superficie de buzamiento aparente de 12º-

13º. Parece corresponder al proceso de desmantelamiento que sufrió la megacapa rocosa,

que en su origen tenía una extensión muy superior, como consecuencia del encajamiento

del río Irati y los procesos geomorfológicos.

Desde el punto de vista geomorfológico se trata de un retazo aislado de una masa que en

origen tendría una extensión muy superior, pero que el proceso de encajamiento de la red

hidrológica del río Irati ha ido erosionando, como consecuencia también del encajamiento de


los barrancos tributarios del río y los procesos de dinámica de laderas. Esta masa rocosa

aislada está emplazada actualmente en una zona de resalte topográfico entre dos

vaguadas, apoyada sobre unos materiales de naturaleza margosa y calcárea (estratos III, IV

y V) que buzan oblicuamente hacia el valle con un ángulo inferior a 20º, y con un

buzamiento aparente hacia el río inferior a 16º.

En la ladera izquierda, por encima de la cota de máximo embalse (cota 590) y bajo los

materiales que constituyen la “megacapa rocosa”, aparecen los estratos denominados III, IV

y V. Aguas abajo de la cota de máximo embalse, bajo los depósitos que constituyen la

“megacapa detrítica”, se encuentran los estratos V, VI, VII y VIII. En esta ladera izquierda las

capas buzan subparalelas a la pendiente, definiendo en algunos casos, la pendiente

estructural del terreno.

En la ladera derecha, cuya pendiente es opuesta al buzamiento de las capas, es posible

observar el afloramiento de los estratos I a VIII, desde la coronación de la ladera hasta el

fondo del valle.

En el fondo de la excavación de la presa, aguas abajo del eje (en la zona del vaso) afloran

los estratos IX y X.

III-4.3. ESTRUCTURA DEL MACIZO ROCOSO

El macizo rocoso en el que se emplaza la presa de Itoiz se caracteriza por la presencia de 3

familias de discontinuidades principales: la estratificación y dos sistemas de diaclasas

subverticales. La estratificación presenta una gran continuidad y su orientación es más o

menos uniforme en el entorno de la presa y las laderas adyacentes. Presenta una dirección

N10º-20ºE con un buzamiento medio de 20º (18º a 24º) hacia el W. En la ladera izquierda

sobre la presa el buzamiento medio de los estratos varía de 12º a 19º hacia los 270º-300º

(W-NW).

De las dos familias de diaclasas se distingue un sistema principal con dirección N100º-120ºE

y buzamiento subvertical (aproximadamente transversal a la presa), y otro sistema

secundario, ortogonal al anterior, sensiblemente paralelo a la presa, con dirección N35ºE y

buzamiento de 75º al SE.


La familia de discontinuidades de orientación transversal a la presa fue definida como

“principal” al darse la circunstancia de que podría suponer una vía de filtraciones por debajo

de la presa, aspecto subrayado por la presencia en algunos puntos de rellenos arcillosos de

espesor importante. A favor de algunas de estas discontinuidades se han desarrollado fallas

normales, con varios metros de salto y aperturas importantes entre los flancos de las

diaclasas.

Durante la excavación del cimiento de la presa se localizaron las diaclasas con rellenos

arcillosos de espesor importante que fueron limpiadas y tratadas mediante inyecciones. En

inyecciones posteriores de sellado e impermeabilización del apoyo de la presa se trataron

estas discontinuidades hasta su completo sellado.

Por el contrario, las discontinuidades del sistema secundario aparecen cerradas y

recristalizadas por calcita, lo que les confiere una gran impermeabilidad, lo que unido a su

orientación favorable, no suponen problemas para la estanqueidad de la cerrada.

Las juntas de estratificación son, en general, bastante planas, con rugosidad media a baja y,

en ocasiones, presentan una pátina de óxido de hierro en áreas próximas a la superficie. En

los testigos de sondeos sin embargo aparecen cerradas y soldadas. El espaciado entre los

planos de estratificación oscila entre 0.1-0.2 m en las zonas margosas o de tipo flyshoide y

0.3-0.5 m en los estratos más carbonatados.

En las diaclasas, tanto en la familia principal como en la secundaria, el espaciado es similar,

entre 0.5 y 0.8 m, son rugosas, con bordes sanos a poco alterados y con rellenos de pátina

de óxido y recristalizaciones secundarias de calcita. En profundidad aumenta

significativamente el grado de soldadura de las mismas. En la familia principal se encuentran

en algunos casos rellenos arcillosos.


III-4.4. CALIDAD GEOMECÁNICA

A partir de los sondeos mecánicos realizados, datos de la excavación del cimiento de la

presa y de sus galerías laterales se han clasificado geomecánicamente los materiales según

las clasificaciones RMR y Q. Las distintas formaciones denominadas de I a X presentan una

calidad entre media y buena, con valores de RMR de 55-75 y de Q de 5 a 9.

El sustrato rocoso tiene valores de RQD elevados (> 75%), excepto en zonas de falla. La

resistencia a compresión simple es superior a 500 kp/cm2 de media. Se observa una clara

relación entre la resistencia y el contenido en carbonatos. Estos contenidos tienen relación

directa también con la densidad, por lo que estos tres parámetros son proporcionales. La

velocidad de propagación de las ondas sísmicas es elevada en los distintos estratos del

sustrato rocoso, presentando valores medios de Vp = 3.000 m/s.

En el caso de la “megacapa rocosa” la calidad de la roca es muy variable, desde muy mala

en las zonas muy fracturadas hasta buena en los tramos de roca intacta intercalados. En la

“megacapa detrítica” o coluvial situado bajo la cota de máximo embalse, el material se

caracteriza como un suelo de compacidad elevada y granulometría variable. En estos

materiales se obtienen velocidades de propagación de ondas (Vp) entre 1.100 y 2.000 m/s,

lo que indica la elevada compacidad de los depósitos, con velocidades superiores a las

habituales en formaciones superficiales y de rellenos cuaternarios.

III-4.5. PERMEABILIDAD DE LOS MATERIALES

La permeabilidad de los materiales rocosos en los que se emplaza la presa se ha estudiado

mediante un gran número de ensayos de permeabilidad de tipo Lugeon realizados en los

sondeos mecánicos efectuados. En general, la gran mayoría de los ensayos ofrecen unos

valores de permeabilidad baja a muy baja, entre 0 y 5 unidades Lugeon. Únicamente en

zonas de fractura se presentan valores de permeabilidad superiores.

De la revisión de los distintos informes disponibles y de las observaciones de campo, se

deduce que incluso los estratos de mayor permeabilidad (calizas cretácicas al N de la

cerrada, capas de caliza brechífera intercaladas en el flysh, etc.) no permiten la salida del

agua embalsada hacia los valles anexos por razones geométricas. Así mismo, se ha


revisado el proceso seguido para el sellado de las diaclasas principales (las transversales a

la presa), observándose que el proceso seguido fue el adecuado y habitual en estos casos.

La instrumentación instalada en el cimiento de la presa ha registrado bajos caudales de

filtraciones, y éstas se han reducido notablemente en las sucesivas inyecciones.

La permeabilidad de los materiales que constituyen la “megacapa detrítica” es

presumiblemente elevada, dado su carácter eminentemente granular, y posiblemente de

varios órdenes de magnitud superior a la del sustrato rocoso sobre el que se emplaza.

Igualmente ocurre en la “megacapa rocosa”, si bien en estos materiales la permeabilidad

horizontal es probablemente muy superior a la vertical, ya que alternan rocas masivas con

niveles de intensa fracturación. Tampoco en este caso se conocen los valores de

permeabilidad horizontal o vertical.


III-5. CONDICIONES DE ESTABILIDAD DE LA LADERA IZQUIERDA

III-5.1. PROBLEMÁTICA PLANTEADA

Uno de los aspectos más discutidos en los informes revisados se refiere a las condiciones

de estabilidad de la ladera izquierda de la presa. En todos los informes y estudios, desde el

anteproyecto del año 1975, siempre se ha tenido en cuenta la existencia en la ladera

izquierda de un recubrimiento de material coluvial que podía superar los 20 m de espesor.

En dichos informes se han distinguido y estudiado dos sectores diferenciados en la ladera

izquierda:

- Una zona inferior, situada principalmente por debajo de la cota de máximo embalse

(590 m), denominada “megacapa detrítica”, constituida por un coluvión propiamente

dicho con una importante proporción granular, incluso con un contenido elevado de

fragmentos de roca de gran tamaño, aunque en la parte inferior de la ladera y en los

metros más superficiales predominan más los materiales de granulometría fina.

- Una zona superior, situada por encima de la cota de máximo embalse, denominada

“megacapa rocosa”, constituida por masas de roca calcárea masiva que alternan con

potentes niveles de roca fracturada y removida, y que en superficie presentan un

recubrimiento de depósitos coluviales de ladera. La masa rocosa contiene niveles de

rocas trituradas con inclinaciones aparentes paralelas a la ladera. En ocasiones, se

observa que toda la masa rocosa está constituida por fragmentos de roca

desorganizada.

Ambas zonas (megacapa rocosa y detrítica), llegan a estar en contacto por encima de la

cota de máximo embalse, si bien, en dicha zona de contacto el sustrato rocoso aflora en su

mayor parte.

En la actualidad se dispone de una detallada información geológica de la ladera

proporcionada por las investigaciones realizadas, destacando 39 sondeos mecánicos, 10

inclinómetros, 28 piezómetros, y 6 extensómetros, así como las correspondientes

interpretaciones geométricas y morfológicas. A partir de esta información y de los

documentos presentados por la “Coordinadora de Itoiz” se han analizado las condiciones


geológicas, geomecánicas, hidrogeológicas y cinemáticas, que pudieran tener influencia en

la estabilidad de la ladera. Estas condiciones se analizan a continuación.

III-5.2. CARACTERÍSTICAS GEOLÓGICO-GEOTÉCNICAS DE LA LADERA IZQUIERDA

III-5.2.1. Aspectos morfológicos y geométricos

En los primeros reconocimientos efectuados durante los estudios previos se cartografió una

zona potencialmente inestable de 800.000 m2 de superficie situada aguas arriba de la presa

y sobre la ladera izquierda, lo que considerando un espesor medio de 25 m (tomado a partir

de un sondeo de 1975) resultaba un volumen de 20 hm3. Actualmente, con la información

proporcionada por los 39 sondeos mecánicos efectuados en la ladera y los 33 sondeos en la

cerrada, el volumen de material potencialmente inestable es algo inferior a 5 hm3 (5 millones

de m3), de los cuales 3,5 hm3 corresponden a la “megacapa rocosa” y 1,5 hm3 a la

“megacapa detrítica” (Ver Figura 5.1.).

La “megacapa rocosa” tiene una anchura media de unos 250 m y una longitud de más de

700 m, lo que supone una superficie de 185.000 m2. El espesor medio de la masa rocosa es

cercano a 20 m. El espesor máximo se alcanza en su parte central, donde se llegan a

superar los 35 m, mientras que hacia los márgenes decrece progresivamente. En la zona

inferior de la citada “megacapa”, situada en la zona de contacto con la “megacapa detrítica”

y a unos 10-15 m de desnivel por encima de la cota de máximo embalse, el sustrato rocoso

presenta una elevación que la independiza de la megacapa infrayacente, reduciéndose el

espesor de 0 a 5 m. Este aspecto morfológico rompe la continuidad de la “megacapa

rocosa” y la independiza de la parte inferior de la ladera (Ver Figura 5.1.).

La “megacapa rocosa” está limitada lateralmente por sendas vaguadas por las que discurren

arroyos tributarios del río Irati (Ver Figura 5.1.).

La “megacapa detrítica” tiene en planta una geometría irregular con una superficie de

110.000 m2, y con un espesor medio inferior a 15 m, si bien localmente alcanza los 30 m.

Hacia su parte inferior, en su lado SE su espesor se extingue antes de llegar al paramento

de la presa, mientras que hacia el NE está definido por una loma o saliente de la ladera (Ver

Figura 5.1.).


Figura 5.1.: Fotografía de la ladera izquierda donde se representa de forma aproximada con trazoverde la zona de estudio, con trazo amarillo la “megacapa rocosa” y con trazo rojo la “megacapadetrítica”. Se ven también investigaciones realizadas y en color rojo las 10 zonas instrumentadas coninclinómetros y piezómetros.


El depósito coluvial que constituye la “megacapa detrítica” se encuentra rellenando un

paleorrelieve muy acusado, presentando algunos de sus límites laterales resaltes

importantes. Incluso existe una zona de “umbral” en la parte central que consiste en una

elevación rocosa constituida por el estrato III (calizas margosas azuladas y secuencia

flyschoide), sobre el cual el espesor de depósitos cuaternarios es prácticamente nulo. En

superficie y ocasionalmente, se han observado procesos de inestabilidad local en su parte

superior y sobre todo en las zonas más arcillosas, según se indica en los estudios previos

de la presa y se observa en fotografías anteriores, pero no ha podido verificarse en campo

por estar debajo del nivel del embalse.

Hacia el lado de aguas arriba (E) el espesor del depósito se reduce progresivamente

alcanzando de 0 a 5 m por encima de la cota de máximo embalse, y en la zona de contacto

con la “megacapa rocosa”.

III-5.2.2. Litología y estructura

La “megacapa rocosa” está constituida en algunos sectores por rocas carbonatadas

masivas, micríticas, y con escasa fracturación. Sin embargo, presenta tramos en los que la

roca está completamente triturada y desorganizada, como corresponde a una zona de

fracturación. Al menos se reconocen dos niveles de varios metros de espesor paralelos a la

superficie de la ladera con desigual espesor y sin continuidad a lo largo de todo el depósito,

de acuerdo con los datos de los sondeos. En otros casos, se trata de una masa constituida

por bloques rocosos sin estructura reconocible. Incluso hay zonas en las que se observan

los mismos materiales que constituyen el sustrato rocoso sin deformación ni cambios en la

orientación.

La “megacapa rocosa” presenta en superficie, y en amplios sectores, recubrimientos de

depósitos coluviales recientes que alcanzan en algún punto hasta 10-15 m de espesor. En

este coluvial se distingue una parte superior de granulometría más fina y una inferior con

abundancia de clastos (cantos y bloques).

La “megacapa detrítica” está constituida por depósitos coluviales detríticos gruesos e incluso

bloques rocosos de gran tamaño, apareciendo materiales de granulometría fina en los

metros superficiales y al pie de la ladera. Se trata en este caso de un suelo denso, con


elevadas velocidades de transmisión de ondas sísmicas. La permeabilidad de los materiales

no se ha determinado, pero es probablemente alta en la mayor parte del depósito, dada su

elevada fracción gruesa. En superficie, predominan los materiales arcillosos, por lo que su

permeabilidad probablemente sea menor.

En la “megacapa detrítica” no se observan rasgos estructurales significativos al tratarse de

depósitos recientes de carácter granular generados por la dinámica de la ladera.

Únicamente destaca el hecho comentado anteriormente de su emplazamiento rellenando un

paleorrelieve muy acusado, presentando algunos de sus límites laterales resaltes

considerables, no siendo homogéneo el contacto con el sustrato rocoso, sino que presenta

depresiones y elevaciones importantes.

En la “megacapa rocosa” se observan rasgos estructurales que evidencian, en muchos

casos, la similitud de los materiales que la constituyen con los que conforman el sustrato

rocoso. Sin embargo, el proceso de desplazamiento que sufrió hace que se haya perdido en

gran medida la disposición estructural original, apareciendo en muchos casos deformada la

estratificación. No se observa una pauta clara de diaclasado.

El contacto de la “megacapa rocosa” con el sustrato rocoso infrayacente se produce a favor

de una superficie, o de una combinación de varias superficies paralelas y concordantes con

la estratificación de la roca “in situ”, por lo que podría interpretarse como un indicio de que la

estratificación del sustrato constituye la superficie potencial de deslizamiento.

Sin embargo, junto al estribo izquierdo de la presa se observan varias estrías de movimiento

de la megacapa rocosa sobre el sustrato, las cuales no coinciden con la dirección del

buzamiento de la estratificación, sino que tienen un sentido oblicuo a la misma. En esta zona

la estratificación tiene un buzamiento de 19º hacia los 310º, mientras que las estrías

presentan una inmersión de 12º hacia los 261º y 13º hacia los 265º. Es decir, denotan un

movimiento hacia el río Irati no siguiendo la estratificación del sustrato rocoso, lo cual se

justifica por razones cinemáticas: el movimiento sería posible en este sector siguiendo la

máxima pendiente del terreno, y no según la estratificación ya que la masa rocosa está

confinada lateralmente.


Parece corresponder al proceso de desmantelamiento que sufrió la megacapa rocosa, que

en su origen tenía una extensión muy superior, como consecuencia del encajamiento del río

Irati y los procesos geomorfológicos

III-5.2.3. Propiedades geomecánicas

Megacapa rocosa

En los estudios realizados para el proyecto y construcción de la Presa se han efectuado

ensayos geotécnicos con el fin de caracterizar geomecánicamente los materiales de la

cerrada y de la ladera izquierda. Para ello se realizaron 8 ensayos de corte “in situ” en juntas

de estratificación del sustrato rocoso y 3 ensayos de corte in situ en la unión roca-hormigón.

Los resultados obtenidos han sido:

- Septiembre de 1989: 3 bloques excavados en turbiditas alteradas para ensayar las

juntas de estratificación. Se obtienen, para C=0, valores de Ø=34º-41º. Repitiendo

los ensayos sobre los mismos bloques ya rotos se obtuvieron valores residuales de

ØR=20º-24º.

- Mayo de 1994: 2 bloques excavados en roca más sana obtenida de la excavación

del cimiento de la presa. Se ensayan juntas de estratificación obteniéndose los pares

de valores: C=36-64 t/m2 y Ø=35º. Repitiendo los ensayos se obtuvieron valores

residuales de ØR=35º.

- Julio de 1995: 3 bloques de roca sometidos a 2 ciclos de carga para obtener su

resistencia al corte en las juntas de estratificación. Se obtienen valores de C=3.5 t/m2

y Ø=28º

Por otro lado, se realizaron 3 ensayos triaxiales sobre muestras remoldeadas procedentes

del relleno areno-limoso de juntas de estratificación, de muy bajo contenido en arcilla. Los

resultados obtenidos fueron los siguientes:

- Clasificación U.S.C.S.: SC (Arena arcillosa)

- Límite líquido 24.6%, límite plástico 16.7%, índice de plasticidad 7.9.

- Porcentaje de finos 18.2%, de los cuales hay un 5% de arcillas.

- Densidad máxima 1.96 t/m3 y humedad óptima 10.5%.

- Resistencia al corte: C≥3 t/m2 y Ø=28º


No se ha efectuado ningún ensayo de resistencia al corte directamente sobre los materiales

del contacto sustrato rocoso – megacapa rocosa, dada la imposibilidad de obtener muestras

inalteradas o representativas de la zona de contacto. En los coluviales de la megacapa

detrítica se han llevado a cabo ensayos de identificación, pero no de resistencia.

En los estudios de estabilidad de la ladera (ARBEA U.T.E. 2000) se han atribuido los

resultados de los ensayos triaxiales y de corte directo “in situ” a los materiales que forman el

contacto entre el sustrato rocoso y la “megacapa rocosa”. Aunque esta atribución no resulte

correcta, pues sólo ensayos directos en los materiales del contacto serían representativos,

la descripción que ofrecen los sondeos y la observación de los testigos indican que los

materiales ensayados del relleno de diaclasas son de naturaleza areno-limosa con pocos

finos (18%) y que los del contacto son predominantemente materiales brechíferos con

algunos rellenos de materiales margosos. Por lo tanto, ante la imposibilidad de disponer de

datos directos cabe al menos suponer que las propiedades de los materiales ensayados

serían semejantes o inferiores a las del contacto sustrato – magacapa rocosa. En resumen,

la caracterización geomecánica de los materiales de la zona de contacto, a partir de los

ensayos realizados, representarían los valores de resistencia probablemente inferiores a los

datos obtenidos en el relleno de las diaclasas, en base a su composición y estructura.

Si se toman los resultados más bajos de resistencia de los ensayos realizados en los

distintos informes de la presa se obtiene una cohesión de C = 3 t/m2 y un ángulo de

rozamiento interno de Ø = 28º. Otros resultados de ensayos de corte in situ dieron C= 3.5

t/m2 para Ø = 28º y C= 0 para Ø=34º, siendo este último par de valores el que se utilizó en

su día para el cálculo de la estabilidad de la presa.

Como procedimiento alternativo se pueden obtener criterios orientativos de la resistencia de

la zona de contacto del sustrato con la megacapa rocosa mediante análisis retrospectivos

(“back analysis”), fijando uno de los parámetros resistentes (C ó Ø) y calculando el otro, para

condiciones de equilibrio límite de la ladera preestablecidas en el análisis. Dichas

condiciones de equilibrio deben tratarse a partir de una situación lo más parecida a la real.

En el caso de la ladera izquierda se pueden plantear dos hipótesis:

- Ladera estable, lo que representa que el coeficiente de seguridad (FS) es

superior a 1.00.

- Ladera en equilibrio límite, que equivale a un FS igual a 1.00.


a) Ladera estable. Parámetros resistentes de acuerdo con los ensayos realizados en los

estudios de la presa (C= 3 t/m2 y Ø = 28º), y para FS ≥ 1.20. Se obtiene que sería

preciso un nivel de saturación de la megacapa rocosa superior al 80% para situarse por

debajo de dicho factor de seguridad, situación que evidentemente no se ha dado en el

período de auscultación (1995-2005) según los datos piezométricos. Durante el periodo

de auscultación no se ha detectado agua en el terreno, por lo que el grado de saturación

ha sido inferior al 10% y se obtendría un FS superior a 2.00.

En la hipótesis de que el plano de contacto entre la megacapa rocosa y el sustrato forme

una superficie de rotura continua con cohesión cero o muy próxima a cero, y Ø= 28º,

para una saturación inferior al 10% se obtiene un FS de 1.90.

Por otro lado, y suponiendo condiciones más desfavorables, puede atribuirse una

cohesión de cero o muy próxima (≈ 0-1 t/m2) y que el ángulo de rozamiento interno sea

el mínimo compatible con la naturaleza de los materiales. En estas condiciones el valor

obtenido en el laboratorio ha sido de Ø=28º, sin embargo podría suponerse que incluso,

en algunas partes, el material sea más arcilloso y que Ø sea más bajo. Para valores de

Ø entre 20-23º, que corresponden a materiales típicamente arcillosos diferentes a los

detectados en los sondeos y observados en el terreno, se obtiene un FS > 1.30 para un

valor de Ru < 0.1 equivalente a una saturación del perfil analizado del 20%. Con estos

mismos parámetros, para que el FS sea próximo a 1.00, se requiere un nivel de

saturación en la ladera superior al 50-60%, situación muy alejada de la actual, ya que no

se ha detectado la saturación, ni siquiera parcial del terreno, durante el periodo de

auscultación.

b) Ladera en equilibrio estricto. Para este supuesto, el F.S. debe estar en torno a 1.00. Para

un nivel de saturación de la megacapa inferior al 10% (de acuerdo con las lecturas

piezométricas), y suponiendo que el plano de contacto entre la megacapa y el sustrato

rocoso fuera una superficie de paleodeslizamiento, éste se encontraría en condiciones

de resistencia residual, es decir su cohesión sería cero o próxima a cero. En estas

condiciones el ángulo de rozamiento interno necesario para la situación de equilibrio

límite sería de Ø=15-16º. Para un nivel de saturación de 20% (Ru = 0.1), Ø tendría que

ser de 17-18º. Estos resultados indican que en el supuesto de que la ladera estuviera en

equilibrio estricto, podría darse un movimiento a favor del plano de deslizamiento, y para


las condiciones piezométricas actuales, se precisa un ángulo de rozamiento interno (Ø)

en la superficie de rotura de 15-16º, resultado que no es compatible con la naturaleza de

los materiales del contacto megacapa - sustrato.

Como conclusión de los resultados del análisis retrospectivo se deduce que los valores de

cohesión pueden tomarse desde el extremo inferior de 0 a 3 t/m2. En las condiciones más

desfavorables para C=0, el ángulo Ø de rozamiento interno mínimo compatible con la

naturaleza del material sería ≥ 23º suponiendo un elevado contenido arcilloso de la

superficie de contacto (lo cual no concuerda con las observaciones e investigaciones). Lo

razonable sería tomar un ángulo de al menos 28º, si bien en los análisis realizados descritos

más adelante se ha considerado también el intervalo entre 23º y 28º, situando los análisis

muy del lado de la seguridad.

Es decir se ha estudiado la hipótesis más real de Ø=28º y la hipótesis extrema, muy

desfavorable, de Ø=23º.

Megacapa detrítica

Con respecto a la megacapa detrítica, su resistencia se debe evaluar mediante análisis

retrospectivos ante la ausencia de ensayos. Durante mas de 4 años el comportamiento del

talud de 20 m de altura y 45º de inclinación excavado en la parte inferior de la ladera junto al

paramento de la presa ha sido estable. Los análisis retrospectivos dan que la resistencia al

corte de dichos materiales es de al menos C=1.9 t/m2 y Ø=30º, ó C=2.7 t/m2 y Ø=25º, etc.

En los análisis descritos más adelante se han considerado distintos pares de valores,

aunque el de C=1.9 t/m2 y Ø=30º se considera el más representativo.

III-5.2.4. Condiciones hidrológicas e hidrogeológicas

Desde 1995 la ladera izquierda está instrumentada con piezómetros para medir la presión

de agua del terreno o presión intersticial. Entre 1995 y 1999 se cuenta con 8 piezómetros de

cuerda vibrante y desde 1999 hasta la actualidad con 28 piezómetros en total. Los

piezómetros están situados en la zona de contacto de la megacapa rocosa y también a

diferentes cotas dentro de la megacapa rocosa, así como en la megacapa detrítica y en el

sustrato rocoso.


A lo largo de los últimos 10 años nunca se ha detectado agua en el sector del terreno

instrumentado, que incluye el interior de la “megacapa rocosa”. En la “megacapa detrítica”

se ha registrado la presencia de agua en el terreno cuando se inició la puesta en carga del

embalse, observándose una respuesta directa de las lecturas piezométricas y nivel freático

en el terreno, según la pauta de llenado del embalse.

Durante estos 10 años de instrumentación piezométrica se ha registrado también la

pluviometría en la estación meteorológica de la presa. En 1997 se registraron en un día

lluvias equivalentes a las de periodo de retorno de 20 años (97 mm/día, según el “Mapa de

Máximas Lluvias Diarias de la España Peninsular” del Ministerio de Fomento –2001-). En un

mes concreto de 1997, 1999, 2002 y 2003 se superaron ampliamente los valores medios

mensuales de las estaciones meteorológicas próximas (Aribe 9228E, Erro 9231E, Eparoz

9233I, Abaurrea Alta 9236 e Ilundain “Granja” 9263I). En el invierno de 2002-2003 se

registraron 545,9 mm en un periodo de 4 meses.

El valor medio de precipitaciones anuales en la presa desde 1996 ha sido de 713,65

mm/año. En 1997 fue de 940,1 mm/año y en 2003 de 801,6 mm/año. Se observa que las

precipitaciones registradas son coherentes con las series históricas de las estaciones

meteorológicas próximas (Eparoz 9233I e Ilundain “Granja” 9263I). Durante los años 1998-

2002 las precipitaciones registradas son menores pero en el resto de los años son

equivalentes e incluso superiores en 1997.

En la actualidad el proceso de puesta en carga del embalse se encuentra en la Fase 3-4. Se

asciende desde el nivel de llenado 1 (cota 536) al nivel de llenado 2 (cota 561) por segunda

vez. Durante el desembalse que tuvo lugar al final de la Fase 2, desde la cota 561 a la cota

536, no se observó ninguna evidencia de inestabilidad de la megacapa detrítica, tanto en su

superficie, como en las zonas de taludes de los caminos excavados.

Dado el gran volumen del vaso, los ascensos y descensos del nivel de embalse no podrán

ser rápidos, lo que unido al carácter mayoritariamente granular de la “megacapa detrítica”,

hace posible que las presiones intersticiales puedan disiparse en los procesos de vaciado.

Para que se produzca el vaciado completo del embalse desde su máxima cota y con la

máxima capacidad de desagüe, se necesitan unas 600 horas, según los estudios realizados


para el Plan de Puesta en Carga de la presa. Esto supone una velocidad media de

descenso de 1 m cada 7.3 horas (0.137 m/hora ó 3.8 x 10-5 m/sg), lo cual permitiría que una

parte significativa de las presiones intersticiales puedan disiparse.

III-5.3. MEDIDAS Y OBSERVACIONES DE MOVIMIENTOS EN LA LADERA IZQUIERDA

La ladera izquierda de la presa ha sido objeto de especial atención durante el proyecto

constructivo y posterior puesta en carga, auscultándose y vigilando cualquier tipo de

movimiento en el terreno mediante inclinómetros, extensómetros y estaciones geodésicas,

además de los citados piezómetros. Esta instrumentación permite medir en el interior y en la

superficie de la ladera movimientos a partir del orden milimétrico. Por otro lado también se

ha llevado a cabo una vigilancia de cualquier tipo de incidencia o señal de movimiento en la

superficie. A continuación, de forma resumida, se enumeran las principales características y

los resultados de las medidas tanto instrumentales como de observaciones de campo.

III-5.3.1. Registros instrumentales de movimientos

En la ladera se han instalado 10 inclinómetros y 6 extensómetros de varillas, efectuando

lecturas con periodicidad semanal a mensual. Los primeros han sido instalados en 1999 y

los siguientes en 1995, y el período de instrumentación llega hasta la actualidad. También

desde 1999 se han instalado 30 estaciones de referencia topográficas colocadas junto al

emboquille de los sondeos y en otros puntos de la ladera, e instrumentados con GPS de alta

precisión.

Los inclinómetros permiten medir los desplazamientos que se producen en el interior de la

ladera por movimientos en la componente horizontal o transmitidos al eje del sondeo

instrumentado. Para ello se instala una tubería especial en el interior de un sondeo. Las

lecturas se efectúan de forma periódica pero no son continuas. Las tuberías inclinométricas

han llegado hasta profundidades comprendidas entre 30 y 48 m en el interior de la ladera,

por lo que cualquier movimiento que se produzca en la zona de la megacapa rocosa o

detrítica y su sustrato es detectado.

Los extensómetros miden deformaciones en el interior de la ladera por movimientos en

dirección vertical o paralela al eje del sondeo instrumentado.


Las estaciones de referencias topográficas pueden medir movimientos en la superficie

topográfica de la ladera.

El conjunto de medidas de inclinómetros, extensómetros y de referencias topográficas, junto

con los datos de piezómetros, permiten evaluar las condiciones de movimiento, su rango y

velocidad, profundidad de las posibles superficies de rotura, relación con posibles causas o

factores desencadenantes del movimiento y, en consecuencia, tener una información de

gran precisión en cuanto a la magnitud, velocidad y localización de los movimientos, incluso

para movimientos de muy bajo rango e imperceptibles por otros sistemas de observación en

campo.

Como todo sistema instrumental, los resultados dependen de su correcta instalación, y de

las lecturas, que están condicionadas a la velocidad del movimiento, entre otros factores.

- Lecturas inclinométricas

Se han instalado 10 inclinómetros distribuidos en diferentes zonas (Ver Figura 5.1.):

- 2 en la megacapa detrítica (números 7 y 8).

- 3 en la megacapa rocosa (números 3, 4 y 6).

- 5 en el macizo rocoso situado en la ladera izquierda (números 1, 2, 5, 9 y 10).

Los inclinómetros han alcanzado una profundidad comprendida entre 30 y 48 m. El período

de auscultación ha sido entre noviembre de 1999 hasta la actualidad, es decir 6 años.

Los fabricantes de los inclinómetros dan una precisión total de ± 7mm / 30m para la marca

GEOKON, y de ± 8mm / 30 m para la marca SISGEO, que son los instalados.

Los desplazamientos se han medido según dos ejes ortogonales, uno de los cuales es

paralelo aproximadamente a la pendiente de la ladera, en dirección hacia el embalse y se le

denomina A(+), y el otro eje es perpendicular y con dirección aproximada a la dirección del

buzamiento de los estratos, es decir, hacia aguas arriba de la presa y se denomina B(+).


Las otras direcciones opuestas, A(-) representa la dirección contraria a la pendiente de la

ladera y la B(-) es hacia aguas abajo de la presa. Ambas direcciones A(-) y B(-) son

incompatibles con la cinemática de un posible movimiento en la ladera. Sin embargo, es

preciso señalar que las lecturas dieron en muchos casos movimientos en estas direcciones

(ver ANEXO III). La máxima magnitud de estos movimientos, en las direcciones

incompatibles con la cinemática de la ladera, han llegado a:

En dirección A(-): 8 mm (Inc. 1) En dirección B(-): 2 mm (Inc.3)

7 mm (Inc 2) 1 mm (Inc.8)

3 mm (Inc.3) 3 mm (Inc.10)

5 mm (Inc.5)

5 mm (Inc.8)

3 mm (Inc.10)

En las direcciones compatibles con la cinemática de la ladera, A(+) y B(+), las máximas

magnitudes medidas han sido:

En dirección A(+): 5 mm (Inc. 3) En dirección B(+): 7 mm (Inc. 1)

8 mm (Inc. 4) 8 mm (Inc. 2)

4 mm (Inc. 6) 8 mm (Inc. 3)

10 mm (Inc. 7) 11 mm (Inc. 4)

4 mm (Inc. 8) 12 mm (Inc. 5)

6 mm (Inc. 6)

7 mm (inc. 7)

4 mm (Inc. 8)

6 mm (Inc. 9)

4 mm (Inc. 10)

De acuerdo con estas medidas, el mayor movimiento acumulado ha sido de 12 mm en el

inclinómetro 5 en dirección B (+), hacia aguas arriba de la presa y a favor de la dirección de

buzamiento de la estratificación. También se alcanzaron 10 mm en dirección A (+), a favor

de la pendiente de la ladera y hacia el embalse. Los movimientos contra pendiente o contra

buzamiento llegaron a ser de hasta 8 mm en dirección A (-), o contra pendiente, y de 3 mm

en dirección B (-), o hacia aguas abajo de la presa y contra buzamiento.


CUADRO III.1.Resumen desplazamientos medidos en los inclinómetros.

Zona InclinómetroDesp.

máximoδ (mm)

Direccióndel

movimiento

Prof.rotura

(m)

Velocidad(mm/año)

(1)Errorε (mm) ε - δ Observaciones

5 A+ 0.8 ε > δ38 B+

281.3

8-9ε = δ

8 A+ 1.34 11 28 1.8 9-10 ε > δ

6 B+ 1.0

Megacaparocosa

6 4 27 0.6 8-9 ε > δ

10 A+ 30 1.67 7 B+ 23 1.1 11-13 ε > δ

4 A+Megacapadetrítica

8 4 0.6 9-11 ε > δ

1 7 1.12 8

Noregistro

1.3 7-8 ε = δ

Norepresentativo

5 12 8 2.0 6-7 ε > δ9 6

B+

10 0.6 8-10 ε > δ2 A+ - -

Macizorocoso

Zona alta10 4 B+

Noregistro 0.6 11-13 ε > δ No

representativoδ= Desplazamiento máximo acumulado en plano de roturaε= Precisión del inclinómetro. (error instrumental en función de la longitud del inclinómetro)(1). Velocidad media anual, si se considerase que los movimientos son continuos en el período de 6 años. En

realidad los movimientos han sido discontinuos.A+. A favor de la pendiente de la ladera, hacia el embalse.B+. A favor del buzamiento de la estratificación, hacia aguas arriba del embalse.

Según estos datos (Cuadro III.1) y considerando que los movimientos son continuos,

aunque en realidad no lo son en absoluto, sino que se producen a impulsos o saltos

distanciados en el tiempo, la velocidad máxima de movimiento en la dirección B (+), hacia

aguas arriba de la presa, y a lo largo de 6 años habría sido de 2 mm / año en el inclinómetro

5, y la media para todos los inclinómetros que se desplazan en esta dirección es de 1.3 mm

/ año. Sin embargo, esta lectura corresponde al movimiento local de un recubrimiento

coluvial de 8 m. de espesor en una zona estable del macizo rocoso (aguas arriba de la

megacapa rocosa y al otro lado de una de las vaguadas que la delimitan), sin relación

cinemática con la citada megacapa.

En la dirección A (+), o a favor de la pendiente, la velocidad máxima ha sido de 1.6 mm / año

y la media de todos los sondeos que han medido movimientos en esta dirección ha sido de

1.0 mm / año.

De acuerdo con los datos de precisión o error instrumental proporcionados por los

fabricantes de los inclinómetros, sólo el 19% de las lecturas alcanzaron valores superiores al


rango del error instrumental. En el 62% de los casos las lecturas alcanzadas fueron

inferiores y en el 19% restante fueron similares.

Con respecto a la interpretación de las medidas inclinométricas en relación con las tres

zonas investigadas se obtienen los siguientes resultados:

- En la megacapa detrítica se dispuso de 2 inclinómetros (7 y 8). En el 7, se detectaron

dos posibles desplazamientos a 23 y 30 m de profundidad, dando dirección de

movimiento diferente en cada una. En el correspondiente a 23 m el movimiento fue hacia

aguas arriba de la presa, y el de 30 m a favor de la pendiente de la ladera. La velocidad

media anual fue de 1.6 mm / año y la magnitud en todos los casos fue inferior a la del

error instrumental. En el inclinómetro 8 no se obtuvo una zona de posible

desplazamiento ni una tendencia clara de movimiento.

- En la megacapa rocosa se dispuso de 3 inclinómetros (3, 4, y 6) y marcaron los 3 un

posible desplazamiento entre 27 y 28 m de profundidad tanto en la dirección A (+) como

B(+), lo que indica la misma zona ha tenido ambas componentes. Los desplazamientos

máximos registrados han sido entre 5 y 8 mm en dirección A (+) con una velocidad

media de 1 mm / año, y la magnitud del desplazamiento ha sido inferior o igual al error

instrumental.

- En la dirección B(+) los desplazamientos han oscilado entre 6 y 11 mm, con una

velocidad anual de 1.4 mm / año. En el caso del movimiento de 11 mm, éste ha sido

superior al error instrumental (9-10 mm). En consecuencia, en la megacapa rocosa, el

mayor movimiento se observa en dirección B(+) hacia aguas arriba de la presa y también

está presente la componente a favor de la pendiente, ambas a una profundidad de 28 m.

- Con respecto a la ladera de sustrato rocoso eoceno que rodea la megacapa rocosa y

detrítica, se ha dispuesto de 5 inclinómetros, de los cuales 3 no registraron

deformaciones en el terreno. Los otros 2 restantes dieron movimientos hacia B(+), aguas

arriba de la presa, con un máximo de 12 mm (inclinómetro 5), a 8 m de profundidad y

coincidente con el contacto con un coluvial superficial. En el otro inclinómetro (9), el

movimiento máximo fue de 6 mm en esta misma dirección. Esta zona de la ladera está


formada por el macizo rocoso concordante estratigráficamente y sin ningún indicio

geomorfológico de inestabilidad, descartándose la posibilidad de inestabilidades.

- Extensómetros

También se dispone de la información proporcionada por 6 extensómetros de varillas

instalados en el camino de rodadura del blondín, con dos varillas cada uno a 10 y 20 m de

profundidad. De los 6 extensómetros, 3 son verticales y tres inclinados 30º ladera arriba. Su

lectura se ha llevado a cabo desde noviembre de 1995. En ellos se observa una

deformación del terreno que en el caso más desfavorable alcanza 10 mm a lo largo de 10

años. Además la diferencia afecta por igual a las varillas ancladas a 10 y a 20 m, con lo cual

lo que se detecta no es un despegue de la “megacapa rocosa” respecto al sustrato, sino

efectos superficiales no asociados a un potencial deslizamiento.

- Referencias topográficas

En la ladera se han instalado 30 bases topográficas para el control del posible movimiento

del terreno en superficie. Las medidas se llevan a cabo con periodicidad semanal a mensual

mediante dispositivos GPS.

Durante el período de auscultación, los datos topográficos no son concluyentes, pues

evidencian oscilaciones de las medidas, tanto en positivo como en negativo, con rango de

variación inferior a ± 2 cm, que constituye el umbral de sensibilidad práctica de los equipos

de medida.

En caso de producirse un movimiento claro del terreno, a lo largo de los 6 años en los que

se viene estudiando topográficamente la ladera, se hubiera puesto de manifiesto por un

desplazamiento en una dirección de las medidas.

III-5.3.2. Observaciones en campo

Durante el reconocimiento de campo se han revisado todos los aspectos que pueden poner

de manifiesto un proceso de inestabilidad del terreno, como son la existencia de grietas,

surgencias de agua, inclinaciones de árboles, afección a caminos, signos de desplazamiento


en taludes artificiales, déficit de material en la zona de cabecera y acumulaciones al pie,

existencia de materiales blandos en la zona de contacto de la megacapa con el sustrato

rocoso, estrías recientes de movimiento, zonas de infiltración de agua, entre otros aspectos.

De todo lo anteriormente expuesto únicamente se ha observado, aguas abajo de la

“megacapa rocosa”, unas estrías de movimiento sobre el sustrato rocoso, con una inmersión

de 12º-13º hacia los 261º-265º. Estas estrías no parecen obedecer a un origen tectónico ni a

un proceso manifiesto de inestabilidad, sino que son fruto del desmantelamiento de la masa

original que constituía la “megacapa rocosa”.

Incluso en puntos de la ladera modificados para la realización de la obra, como el desmonte

para el emplazamiento del camino de rodadura del blondín, o los caminos excavados para

los accesos a los sondeos mecánicos, no se ha observado evidencia alguna de movimiento,

a pesar de llevar ya varios años realizados. Tampoco se observa en dichos cortes artificiales

afluencias de agua o zonas de despegue respecto al sustrato rocoso.

III-5.3.3. Resumen

Del conjunto de observaciones de campo, mediciones topográficas en superficie, y los datos

instrumentales de inclinómetros y extensómetros se deducen los siguientes resultados:

- Las características geomorfológicas, litológicas, estructurales e hidrogeológicas de la

ladera izquierda no evidencian en superficie y a nivel de afloramientos señales o indicios

de movimientos en la ladera. Sin embargo, las características litológicas y estructurales

de la formación denominada megacapa rocosa son típicas de un material alóctono y que

muy probablemente se trate de un paleodeslizamiento cuya edad no se ha determinado,

actualmente estable.

- Los resultados de los 10 inclinómetros instalados indican que en la megacapa rocosa

parece percibirse un potencial desplazamiento a una profundidad en torno a 28 m con un

máximo desplazamiento de 11 mm en dirección B(+), hacia aguas arriba de la presa, y

también con desplazamiento en dirección A(+) a favor de la pendiente de la ladera con

máximo movimiento de 8 mm. Teniendo en cuenta la velocidad del movimiento a lo largo

de los 6 años (entre 1.4 y 1.0 mm / año), que los movimientos no tienen relación


observada con las precipitaciones y que los máximos desplazamientos son del mismo

orden que el error instrumental (8 y 10 mm), los resultados no permiten afirmar que se

trata de un deslizamiento actual de ladera, tanto por su insignificante magnitud, como por

la velocidad extremadamente baja, así como por el hecho de que el mayor movimiento

se dé hacia aguas arriba de la presa y transversalmente a la máxima pendiente de la

ladera. Por ello los datos son de insuficiente entidad como para concluir que se trata de

superficies de deslizamiento activas.

No obstante, y a pesar de estas razones expuestas, estos resultados deben tenerse en

cuenta para su seguimiento en el tiempo, pero no como una evidencia de un deslizamiento,

lo que implica que se debe mantener, incrementar y mejorar el control instrumental

inclinométrico de la ladera.

Estas condiciones son válidas para la “megacapa rocosa” y la “megacapa detrítica”.


III-5.4. ANÁLISIS DE ESTABILIDAD

En este apartado se presenta el análisis de la estabilidad de la ladera izquierda, con la

finalidad de determinar sus condiciones de estabilidad, para lo que se ha estudiado la

geometría de los perfiles de la ladera, la distribución en profundidad de las unidades

litológicas, los parámetros geomecánicos de los materiales, las condiciones hidrogeológicas

y las posibles acciones sísmicas.

Hipótesis consideradas

Se ha considerado un perfil topográfico de la ladera izquierda según la máxima pendiente y

por la parte central de la “megacapa rocosa” y la “megacapa detrítica”. Corresponde al perfil

Plc del informe de ARBEA UTE (2000) y firmado por Charles Joulain y Francisco Sánchez.

El esquema litológico del perfil analizado es el correspondiente al de dicho estudio, el cual

ha sido inspeccionado durante el reconocimiento de campo y comprobado con los datos de

los sondeos. Este perfil representaría la situación más desfavorable con respecto a los

aspectos morfológicos y litológicos.

Megacapa rocosa

Los parámetros resistentes del terreno correspondientes a la hipotética superficie de rotura

no pueden obtenerse directamente a partir de los ensayos realizados, ya que éstos no son

representativos de dichos materiales ni del plano de rotura potencial, por lo que dichos

parámetros resistentes han sido estimados mediante análisis a posteriori (“back analysis”)

para un estado de equilibrio límite, es decir, con un coeficiente de seguridad igual a 1.00

(FS= 1.00).

En una primera hipótesis, se considera que la megacapa rocosa podría formar parte de un

paleodeslizamiento, que en su momento deslizó a favor de una superficie cuyas

propiedades geomecánicas son las que se tratan de estimar. Si se fija el valor de la

cohesión igual a cero o próxima a cero, como correspondería a una zona ya deslizada (en

condiciones de resistencia residual), quedan como incógnitas el ángulo de rozamiento

interno de la superficie de rotura (Ø), y las presiones intersticiales del terreno. Los resultados

obtenidos indican que para un nivel de saturación del terreno de al menos el 40% (Ru = 0.2),

se obtiene un ángulo de rozamiento interno Ø ≈ 19º. Para Ru = 0.3, se requiere un Ø ≈ 21º, y

para Ru = 0.4, Ø ≈ 25º.


Si se tiene en cuenta que los paleodeslizamientos se activan (excluyendo las causas

antrópicas) bajo intensas precipitaciones mantenidas, al menos durante varios meses,

según la experiencia tanto de España como en Europa, es razonable suponer que los

niveles freáticos se encuentren muy altos, y que la presión intersticial en la superficie de

rotura sea igualmente elevada. Para que los materiales de la megacapa rocosa pasen a ser

inestables, es igualmente razonable suponer que se encuentren en condiciones de alta

saturación, al menos, y como hipótesis, en un entorno entre el 60 y el 80% (Ru ≈ 0.3 a 0.4), e

incluso superiores. Para estas condiciones el valor de Ø estaria comprendido entre 21º y

25º, y para la saturación total requeriría un Ø de 29º, valor próximo al de 28º obtenido en los

ensayos realizados en los estudios de la presa.

En consecuencia, en este análisis se adopta un valor de Ø de 28º, como se obtiene de los

ensayos realizados, pero despreciando el valor de cohesión obtenido de 3 t/m2, es decir

considerando cohesión cero, como correspondería a una situación de resistencia residual.

También se adopta un valor de Ø de 23º, promedio entre 21º y 25º, como se comentaba

anteriormente, asignándole a la cohesión un valor mínimo de resistencia de 1 t/m2, también

más acorde con las propiedades de los materiales y con las características de la superficie

potencial de rotura, en los que la cohesión no es cero. En este último caso el estudio se

sitúa claramente del lado de la seguridad, realizando análisis extremadamente

conservadores.

A partir de los valores de resistencia adoptados (C= 0 t/m2 y Ø= 28º), procedentes de los

ensayos de laboratorio pero despreciando la cohesión del material, y para distintos rangos

de Ru (equivalentes aproximadamente al grado de saturación de la masa rocosa analizada

en los perfiles), y para las distintas hipótesis de acciones sísmicas, se obtienen los

resultados que se muestran en el Cuadro III.2.(factores de seguridad de la ladera):


CUADRO III.2.Resultados de los análisis de estabilidad en la “megacapa rocosa”

para parámetros de resistencia al corte de C= 0 t/m2, Ø= 28ACELERACIÓN

SÍSMICA GRADO DE SATURACIÓN DEL TERRENO

abh abv Ru 0.0 Ru 0.1 Ru 0.2 Ru 0.25 Ru 0.3 Ru 0.35 Ru 0.40.00 g 0.00 g 1.90 1.69 1.49 1.38 1.28 1.18 1.07

0.05 g 0.03 g 1.76 1.56 1.37 1.27 1.18 1.09 1.00

0.08 g 0.05 g 1.66 1.48 1.30 1.21 1.12 1.03 0.95

0.10 g 0.06 g 1.61 1.43 1.26 1.17 1.09 1.00

0.15 g 0.08 g 1.50 1.35 1.19 1.12 1.04

Si se consideran los valores de resistencia más desfavorables (C= 1 t/m2 y Ø= 23º), y para

distintos rangos de Ru (equivalentes aproximadamente al grado de saturación de la masa

rocosa analizada en los perfiles), y para las distintas hipótesis de acciones sísmicas, se

obtienen los resultados que se muestran en el Cuadro III.3. (factores de seguridad de la

ladera):

CUADRO III.3.Resultados de los análisis de estabilidad en la “megacapa rocosa”

para parámetros de resistencia al corte de C= 10 KN/m2, Ø= 23ACELERACIÓN

SÍSMICA GRADO DE SATURACIÓN DEL TERRENO

abh abv Ru 0.0 Ru 0.1 Ru 0.2 Ru 0.25 Ru 0.3 Ru 0.35 Ru 0.40.00 g 0.00 g 1.58 1.42 1.25 1.17 1.09 1.01 0.93

0.05 g 0.03 g 1.45 1.30 1.15 1.08 1.00

0.08 g 0.05 g 1.38 1.24 1.10 1.03 0.96

0.10 g 0.06 g 1.34 1.20 1.07 1.00

0.15 g 0.08 g 1.24 1.12 1.00

Las acciones sísmicas consideradas han sido (ver Parte II del Informe): la aceleración

producida por el terremoto del 18 de septiembre de 2004 de magnitud mb= 4.6, con un valor

de PGA de 0.05g (aceleración de máxima horizontal); el terremoto de diseño de la presa de

período de retorno de 1.000 años y aceleración horizontal de 0.08g; el terremoto extremo y

aceleración horizontal de 0.10g para un período de retorno en el rango de 3.000 a 5.000

años; y el terremoto determinista (máximo posible) de aceleración 0.15g, siendo “g” la

aceleración de la gravedad. En este análisis de estabilidad pseudoestático, se ha adoptado


que la fuerza de la aceleración ejercida sobre el terreno equivale a ½ de la aceleración

máxima horizontal (PGA), según las normas vigentes y el Eurocódigo 8.

Los resultados de los análisis indican que sin presiones intersticiales (Ru= 0.0) la ladera es

estable en cualquiera de las hipótesis sísmicas consideradas. Para condiciones de un 20%

de saturación o Ru≈ 0.1, la ladera sigue siendo estable, incluso para el terremoto

determinista (máximo posible). Para un 40% (Ru= 0.2) de saturación del terreno la ladera

sigue siendo estable incluso bajo la acción del terremoto extremo (de periodo de retorno

3.000-5.000 años). Para valores superiores al 60 a 80% de saturación (Ru ≥ 0.3-0.4) se

alcanzan condiciones próximas al equilibrio límite, y en ausencia de acciones sísmicas.

Estos resultados indican que la ladera es estable para cualquiera de las acciones sísmicas

consideradas incluso para el mayor terremoto posible (determinista), siempre que las

condiciones de presión intersticial en la ladera sean de Ru< 0.2, o de saturación inferior al

40%, lo que representa, en cualquier caso, situaciones extremadamente improbables.

De este análisis se deduce que el factor que más repercusión tiene en la estabilidad es la

presión intersticial. Los datos piezométricos indican que para precipitaciones del orden de

100 l/m2/día los piezómetros no acusaron agua, es decir la ladera se comporta como seca.

No es posible efectuar un análisis sobre los posibles estados de saturación del macizo sin

conocer su capacidad de saturación en función de precipitaciones superiores a las

registradas, y sin determinar los parámetros hidrológicos e hidráulicos de la ladera, entre

otros datos, al no disponerse de dichos parámetros. Sin embargo, la naturaleza de los

materiales, su morfología y el drenaje superficial de la ladera, tanto pendiente abajo como

lateralmente hacia las vertientes, así como la ausencia de conexión hidrogeológica, tanto del

embalse como de los relieves situados a mayor altura, y que se encuentran por encima de la

megacapa rocosa, indican que sólo en condiciones muy excepcionales se podría alcanzar

cierta saturación en la ladera estudiada, debiendo, en cualquier caso, verificar esta hipótesis

mediante los estudios oportunos.

Como conclusión, para las hipótesis anteriormente analizadas se precisarían niveles muy

altos de saturación en la ladera, al menos por encima del 60% para que puedan darse

condiciones de estabilidad próximas al equilibrio límite. También hay que tener en cuenta

que las condiciones en las que se ha analizado la estabilidad de la ladera, en todos los

casos, han sido muy conservadoras, del lado de la seguridad, adoptándose siempre los


criterios o parámetros más desfavorables a la estabilidad. Por consiguiente, se puede

afirmar que la ladera se encuentra en condiciones de estabilidad. Incluso continuaría siendo

estable si se produjeran cualquiera de los sismos considerados, que incluyen los máximos

posibles. Sólo se podrían alcanzar situaciones de inestabilidad para niveles de saturación

superiores al 60%, no pudiendo profundizar más en este aspecto, a la espera de que se

efectúen los estudios que aporten los datos necesarios. No obstante, en este caso,

correspondería a precipitaciones con un período de retorno muy elevado (superior a 500-

1.000 años), ya que de haberse producido en las últimas décadas (probablemente bastantes

décadas), las inestabilidades resultantes quedarían reflejadas en la superficie de la ladera,

que como ya se ha dicho no es el caso.

Megacapa detrítica

En los análisis de estabilidad realizados de la “megacapa detrítica”, cuya principal

característica es que se sitúa en su mayor parte por debajo de la cota de máximo embalse, y

por tanto está afectada por la explotación del embalse, se ha adaptado el perfil topográfico

que se cita anteriormente y las posibles superficies de rotura, en este caso, son de

geometría circular, al tratarse de materiales aproximadamente homogéneos e isótropos. Se

ha adoptado una resistencia para el material de C= 1.9 t/m2 y Ø= 30º (Ver apartado 5.2).

CUADRO III.4.Resultados de los análisis de estabilidad en la “megacapa detrítica”

para C= 1.9 t/m2 y Ø= 30ºGrado de saturación del terrenoACELERACIÓN

SÍSMICA Ru 0.0 Ru 0.1 Ru 0.2 Ru 0.3 Ru 0.4 Ru 0.5ah av Inf Sup Inf Sup Inf Sup Inf Sup Inf Sup Inf Sup

0.00 g 0.00 g 1.53 2.14 1.39 1.94 1.24 1.73 1.08 1.53 0.93 1.33 0.77 1.12

0.05 g 0.03 g 1.44 1.98 1.31 1.80 1.17 1.61 1.03 1.43 0.90 1.24 1.05

0.08 g 0.05 g 1.40 1.88 1.26 1.71 1.12 1.55 0.99 1.35 1.18 1.00

0.10 g 0.06 g 1.35 1.83 1.24 1.66 1.10 1.49 0.97 1.33 1.14

0.15 g 0.08 g 1.29 1.72 1.18 1.56 1.00 1.41 1.25 1.09

En el Cuadro III.4. se muestran los resultados de los análisis de estabilidad realizados en la

“megacapa detrítica” considerando distintas combinaciones de saturación del terreno (seco

Ru=0.0 a saturado Ru=0.5), los terremotos de aceleración 0.05 g (18/09/04), 0.08 g (de

diseño), 0.10g (extremo) y 0.15 g (determinista). También se analiza independizadamente la


parte central y superior del coluvial (Sup), y la parte inferior o del pie del mismo (Inf). Se

observa cómo para Ru=0.0 y ah=0.00g (situación de partida) el coeficiente de seguridad (FS)

es de 1.53 en la zona inferior, o del pie del coluvial, y de 2.14 para el conjunto de la masa

coluvial en su parte central y superior. Para este conjunto de la parte central y superior no se

llega a la condición de equilibrio límite por saturación, es decir, ni en la teórica condición de

desembalse brusco se desestabilizaría la masa coluvial.

La parte inferior del coluvial, en sus metros superficiales, sería inestable para un grado de

saturación del 80%, que equivale a una presión intersticial de Ru=0.4. Este grado de

saturación sólo podría darse en una situación teórica de desembalse brusco y afectaría a la

zona del pie de la ladera, lo que requiere un desembalse total. De darse esta situación es

posible que se produjeran inestabilidades de la parte inferior del coluvial.

En situaciones normales de desembalse toda la masa coluvial que constituye la “megacapa

detrítica” sería estable.

Para condiciones variables de saturación y de acción sísmica extrema (terremoto

determinista de 0.15g) el coluvial también resulta estable. Para llegar a la inestabilidad

tendría que darse simultáneamente un desembalse brusco (Ru=0.5) y un terremoto de

periodo de retorno superior a 1.000 años, situación que combinada resulta en extremo

improbable.

Para que se alcance la inestabilidad de la parte inferior del coluvial, se requiere la actuación

combinada de una saturación de al menos el 60% del terreno (Ru=0.3) en situación de

desembalse rápido y de terremoto de diseño (0.08 g). Para que la “megacapa detrítica” sufra

una inestabilidad que afecte al conjunto del depósito, es necesaria la acción conjunta de una

elevada saturación del terreno, como la que le correspondería a la situación de desembalse

brusco (Ru=0.4), con el terremoto determinista (0.15 g), situación en la práctica descartable.

Si el terremoto determinista (0,15 g) ocurre con el embalse lleno, o parcialmente lleno, no se

daría la situación descrita, ya que el peso del agua aportaría estabilidad al terreno.


III-6. CONCLUSIONES SOBRE LA ESTABILIDAD DE LA LADERA IZQUIERDA

En función de los resultados de los análisis realizados se distinguen en la ladera dos

sectores claramente diferenciados y separados desde el punto de vista litológico,

geométrico, hidrogeológico y geomecánico, correspondientes a las denominadas “megacapa

rocosa” y “megacapa detrítica”.

III-6.1. MEGACAPA ROCOSA

Las condiciones de estabilidad de la “megacapa rocosa” son independientes de la

explotación del embalse, pues no se ve afectada por los procesos de llenado o desembalse,

al situarse entre 10 y 15 m por encima de la cota de máximo embalse.

La “megacapa rocosa” es estable por las siguientes razones:

- La pendiente moderada del terreno, con inclinaciones medias de 15º-20º, y del plano de

apoyo de la “megacapa” sobre el sustrato rocoso, con una inclinación de 12º-18º,

determinan, que las fuerzas tangenciales debidas al peso que tienden a la inestabilidad

sean moderadas.

- La naturaleza rocosa de la megacapa, constituida en su mayor parte por fragmentos de

rocas carbonáticas, que en muchos casos se alternan con rocas masivas con bandas de

rocas muy fracturada, fragmentada y descompuestas en disposición subparalela a la

superficie del terreno. Estas condiciones litológicas y estructurales determinan que los

procesos de inestabilidad tengan necesariamente que afectar a toda la masa rocosa o

bien a volúmenes importantes de la misma. Este aspecto condiciona también la tipología

del proceso de inestabilidad, ya que la hipotética superficie de rotura se produciría a

favor de las bandas de roca fracturada y fragmentada.

- El hipotético mecanismo de rotura sería del tipo traslacional, no siendo posibles otras

tipologías de rotura, como circulares, salvo en zonas superficiales y muy aisladas. Lo

que pueden darse son desprendimientos de bloques rocosos de tamaño decimétrico a

métrico en zonas de taludes excavados, sin relevancia en la estabilidad general.


- La ausencia de agua registrada en los piezómetros instalados en la “megacapa rocosa”

es también determinante en la estabilidad del material. Durante el periodo 1995-2005 se

han llevado a cabo lecturas periódicas de los 8 piezómetros instalados en 4 sondeos

perforados en el camino de rodadura del blondín, midiendo la presión intersticial en la

zona de contacto con el sustrato rocoso y en la zona basal de la “mecacapa rocosa”.

Durante el periodo 1999-2005 además se han realizado lecturas de los 20 piezómetros

situados en 10 de los sondeos realizados en 1999 para el estudio y la auscultación de la

ladera. En ningún caso se han registrado valores de presión intersticial o variaciones

mayores que la sensibilidad de los sistemas de medida. Es decir, nunca a lo largo de 10

años se ha tenido constancia de la saturación, ni siquiera parcial, de la “megacapa

rocosa”.

Las causas de la ausencia de agua en el terreno son varias:

- La propia naturaleza del material, constituido por roca masiva que alterna con

niveles de roca muy fragmentada. Este hecho dificulta la saturación del terreno

por infiltración directa por agua de lluvia, ya que la permeabilidad vertical es muy

baja.

- Vaguadas anexas: los límites laterales de la “megacapa rocosa” son dos

vaguadas excavadas por el encajamiento de la red hidrológica del río Irati, lo que

da lugar a que la masa potencialmente inestable constituya en la actualidad un

retazo aislado de la masa que originalmente se emplazó, cuya extensión debía

ser muy superior, y que ha sido desmantelada por los procesos erosivos y

geomorfológicos. En la actualidad queda un “cerro testigo” de dicha masa

original. Con esta disposición el drenaje se produce hacia ambas vaguadas, lo

que impide la acumulación del agua en el interior de la megacapa.

- La “megacapa rocosa” no tiene conexión hidráulica aguas arriba de la ladera, ya

que el agua, tanto de escorrentía como subálvea, se dirige hacia las vaguadas

anexas y no hacia el saliente rocoso.


- En el futuro esta situación no cambiará ya que el pie de la masa potencialmente

inestable se sitúa entre 10-15 m de desnivel por encima del embalse y a unos 50

m en la horizontal, por lo que no se verá afectada por la explotación del embalse.

- Estabilidad del pie: en la parte inferior de la “megacapa rocosa”, en la zona de contacto

con la “megacapa detrítica” el material potencialmente inestable desaparece, aflorando

el sustrato rocoso, o se reduce hasta alcanzar unos 5 m, como consecuencia de la

proximidad a la superficie del sustrato rocoso estable, concretamente del estrato IV

(calizas margosas azuladas). Además el contacto en esa zona con el sustrato rocoso es

neto a favor de un plano de estratificación muy continuo. La inmersión de las estrías que

se observan, que parecen obedecer al proceso de desmantelamiento de la masa original

que constituía la “megacapa rocosa”, es de 12º hacia el río Irati. Es decir, en este sector

la inclinación de la superficie de contacto es aún menor que la media del conjunto del

depósito (12-18º).

- Origen de la megacapa. La “megacapa rocosa” es un retazo aislado de una gran masa

de roca emplazada por procesos gravitacionales. El origen más probable es un

paleodeslizamiento. Su edad no se ha determinado. En cualquier caso, el

emplazamiento de la masa rocosa es muy antiguo y en la actualidad no se observa

ninguna evidencia de desplazamiento. Este macizo, que forma la megacapa, ha sufrido

un desmantelamiento parcial a lo largo de su historia, como consecuencia de los

procesos geomorfológicos y del encajamiento del río Irati.

- Ausencia de evidencias de movimientos recientes. En la ladera únicamente se observan

procesos de inestabilidad puntual, como consecuencia del desprendimiento de bloques

rocosos y procesos erosivos locales en los taludes excavados, y éstas son

inestabilidades muy superficiales. No se observan indicios de movimiento de la

“megacapa rocosa” como grietas de tracción, acumulación de materiales, inclinación de

árboles, grietas en caminos y pistas o surgencias de agua, entre otros.

- No obstante, se observa, en la zona perimetral de la “megacapa rocosa”, una superficie

de despegue del sustrato rocoso estable, consistente en una brecha rocosa, o zona

brechificada, que también se observa en algunos sondeos que atraviesan la “megacapa

rocosa”.


- Al pie de la megacapa, aguas abajo de la misma y junto al estribo izquierdo de la presa,

se observan en dos puntos estrías de desplazamiento de la masa rocosa. Estas parecen

obedecer al movimiento de la parte frontal de la megacapa que ha sido erosionada por el

efecto del encajamiento del río Irati, quedando el afloramiento que ahora se contempla.

No parecen ser de origen tectónico.

- Cuando se ha ensayado en laboratorio el relleno arcilloso de las superficies de

estratificación se ha comprobado que se trata realmente de una arena limo-arcillosa con

alto contenido en grava y cuyo contenido en arcilla es escaso y de baja plasticidad. Su

resistencia al corte, obtenida de ensayos triaxiales de muestras remoldeadas y de

ensayos de corte “in situ” es de C≥3 t/m2 y Ø=28º.

- Los resultados de la auscultación periódica de la instrumentación de la ladera ponen de

manifiesto que las lecturas de los inclinómetros acusan desplazamientos de muy escasa

magnitud, erráticos en cuanto a las direcciones de movimiento y a su secuencia

cronológica, predominando el error instrumental sobre las lecturas realizadas. Además

las magnitudes máximas medidas son insignificantes para lo que es habitual en laderas

inestables, y las hipotéticas velocidades de movimiento están por debajo de lo que

podrían ser movimientos extremadamente lentos.

- En cuanto a las presiones intersticiales, medidas con piezómetros a lo largo de 10 años,

son equivalentes a un estado seco.

- No se han encontrado relaciones entre las precipitaciones registradas en la estación

meteorológica de la presa y los movimientos registrados en los inclinómetros.

- Durante el proceso constructivo de la presa (1993-2003) se ha puesto de manifiesto la

estabilidad de la ladera en el comportamiento de las estructuras del blondín. El camino

de rodadura del blondín, construido mayoritariamente sobre la “megacapa rocosa”, ha

superado sin problemas las tensiones horizontales máximas calculadas, incluso las

acciones dinámicas ocasionadas por el corte de los cables. El desmonte efectuado para

el camino de rodadura no ha sufrido tampoco ningún síntoma de inestabilidad a lo largo

de más de 10 años.


Como conclusión final, la “megacapa rocosa” presenta condiciones de estabilidad. Incluso

para situaciones en las que se alcanzasen valores de saturación altos, la ladera seguiría

siendo estable. Para condiciones dinámicas, y en ausencia de elevadas presiones

intersticiales, la ladera también sería estable, incluso para terremotos extremos. Sólo en el

hipotético caso de que en la ladera se superasen niveles de saturación muy elevados,

superiores al 60-80% según los análisis realizados, se podría alcanzar una situación de

inestabilidad, lo que presumiblemente supone situaciones de muy baja o extrema

probabilidad. Incluso en el supuesto de que se produjera un movimiento en la “megacapa

rocosa” su desplazamiento no sería rápido, dada la naturaleza de los materiales que la

constituyen, siendo detectable y anticipable por la instrumentación.

III-6.2. MEGACAPA DETRÍTICA

Las condiciones de estabilidad de la “megacapa detrítica” se verán afectadas por las

oscilaciones del nivel de llenado consecuencia de la explotación del embalse, pues se

encuentra por debajo de la cota 590 (la de máximo embalse), en su mayor parte.

Bajo las condiciones de explotación del embalse y de sismicidad consideradas, la

“megacapa detrítica” presenta las siguientes características:

- La pendiente del terreno es moderada, con inclinaciones medias de 16º-20º, así como la

del plano de apoyo del coluvial sobre el sustrato rocoso, con una inclinación de 18º-21º.

Dicha pendiente corresponde a la del sustrato rocoso sobre el que apoya, que en la

parte inferior de la ladera se suaviza en gran medida e incluso se invierte.

- Su naturaleza es principalmente granular, sobre todo en la mitad inferior del depósito,

donde predominan materiales de granulometría gruesa, y confieren al conjunto unas

buenas condiciones de estabilidad general. En los metros superiores y en la zona

próxima al aluvial del río, la granulometría de los materiales es más fina, por lo que los

materiales presentan peores condiciones de estabilidad. Si embargo, el depósito en su

conjunto se presenta muy compacto, con una velocidad de propagación de ondas

longitudinales superior a 1.100 m/s (Vp).


- En este caso la tipología de rotura posible sería la de deslizamiento circular dado el

carácter más o menos homogéneo e isótropo de los materiales que pueden verse

afectados por los procesos de inestabilidad.

- La estabilidad estructural del depósito coluvial o “megacapa detrítica” presenta unas

singularidades relacionadas con la estructura del macizo rocoso infrayacente y que le

confieren una gran estabilidad al conjunto. El material detrítico se encuentra rellenando

un paleorelieve muy acusado, como se pone de manifiesto por:

- El límite N y NE del depósito lo constituye un escarpe rocoso de dirección

N100ºE, que ha sido relacionado con una falla normal, pero se trata únicamente

de un marcado resalte estructural.

- En la parte central existe un “umbral rocoso” o elevación del sustrato, sobre el

cual el espesor de coluvial es casi nulo. Este espolón rocoso divide al depósito en

dos sectores según una dirección N-S, uno principal al N y otro de menor

superficie entre el resalte rocoso y la presa.

Además, en la proximidad a la presa el espesor de la “megacapa detrítica” se hace

prácticamente nulo. Lo mismo sucede cuando la ladera pierde su inclinación al pie, en

las cercanías del río Irati, donde hay depósitos aluviales.

En la parte superior de la “megacapa detrítica”, en la zona de contacto con la

“megacapa rocosa” el espesor de material potencialmente inestable se reduce hasta

alcanzar de 0 a 5 m como máximo, y aflorando en la mayor parte el sustrato rocoso

estable, concretamente del estrato IV (calizas margosas azuladas).

- Estabilidad de excavaciones. Durante el periodo de construcción de la presa se ha

podido comprobar el comportamiento estable del coluvial, ya que se efectuó una

excavación en la proximidad al paramento de la presa de 20 m de altura con un ángulo

de talud de 45º, el cual ha permanecido estable a lo largo de más de 4 años. Este

desmonte fue finalmente rellenado con materiales de tipo pedraplén-escollera, para


mejorar sus condiciones de estabilidad a largo plazo cuando se viera sumergido bajo el

embalse.

- Analizando dicha excavación mediante análisis a posteriori se obtienen los parámetros

de resistencia al corte para la condición de equilibrio límite, es decir, suponiendo un

coeficiente de seguridad de 1.00. De este modo se obtiene que el sector del depósito

coluvial afectado por la excavación, que además es el de granulometría más fina y que

teóricamente tendría menor resistencia, presenta al menos unos parámetros de

resistencia al corte dentro de un rango de C= 0-4 t/m2 y Ø=25-35º. Con las distintas

combinaciones entre valores de cohesión y ángulo de fricción se alcanza la condición de

equilibrio límite, en condiciones drenadas, con pares de valores de C= 2.7 t/m2 y Ø=25º,

C= 1.9 t/m2 y Ø=30º o C= 1.15 t/m2 y Ø=35º. Si se considera un cierto grado de

saturación en la ladera estos parámetros necesariamente tienen que ser aún mayores.

En los análisis de estabilidad realizados con estos parámetros, no se producen

inestabilidades del depósito ni en las situaciones más desfavorables.

- A partir de los ensayos de laboratorio el depósito coluvial se caracteriza, en la mayor

parte de los casos, como una grava arcillosa o arenosa a partir de 10 m de profundidad,

mientras que en los metros superficiales predominan los materiales finos. La plasticidad

es generalmente baja, pero en la superficie del depósito, en 1-2 m de espesor, la

plasticidad de las arcillas es alta en algunos casos.

- Los resultados de la auscultación periódica de la instrumentación de la ladera ponen de

manifiesto que los movimientos detectados en el terreno son de muy escasa magnitud,

erráticos en cuanto a sus direcciones de movimiento y a su secuencia cronológica.

- En cuanto a las presiones intersticiales medidas mediante piezómetros, nunca a lo largo

de 10 años se ha tenido constancia de la saturación, ni siquiera parcial, de la “megacapa

detrítica”. En la actualidad, con el avance del proceso de llenado, se han ido midiendo

aumentos progresivos de la presión intersticial correspondientes con la elevación de la

lámina de agua.

- En el proceso actual de puesta en carga del embalse ya ha tenido lugar un desembalse

importante desde la cota 561 a la 530, no habiéndose detectado, durante el


reconocimiento de campo posterior, ninguna evidencia de movimiento, ni siquiera

superficial o local, del depósito coluvial.

En resumen, y tras las revisiones, reconocimientos y estudios realizados, se puede concluir

que la “megacapa detrítica” es estable en su conjunto, de acuerdo con las distintas hipótesis

de embalse y desembalse, así como bajo acciones sísmicas consideradas. Sin embargo, lo

que probablemente se darán son inestabilidades superficiales o de carácter local asociadas

a zonas de mayor pendiente, o coincidiendo con los metros más superficiales del depósito,

donde la granulometría de los materiales es más fina. En cualquier caso, esta inestabilidad

previsible supondría un movimiento lento. Hay que tener en cuenta que el volumen de la

totalidad de la “megacapa detrítica” es de 1.5 hm3, lo que representa un escaso volumen

frente a la capacidad del embalse bajo los desagües de fondo, que es de 8.5 hm3, lo que ni

en los supuestos más desfavorables supondría un riesgo de obstrucción para los elementos

de desagüe de la presa.


III-7. RECOMENDACIONES

La ladera izquierda de la presa es estable según los análisis realizados y los estudios

previos efectuados para el proyecto y construcción de la Presa. Pero dada la importancia de

la obra y el necesario seguimiento y control que debe hacerse de las laderas de la presa

durante el Programa de Puesta en Carga y durante la Fase de Explotación, se considera

recomendable, llevar a cabo los siguientes estudios y trabajos complementarios a los ya

realizados:

- Caracterización geomecánica de los materiales de la ladera izquierda en particular y los

correspondientes a la zona de contacto megacapa y sustrato rocoso, determinando la

resistencia de los materiales y de dicha superficie de contacto en condiciones de

resistencia de pico y residuales.

- Implementar en la ladera izquierda una red inclinométrica complementaria a la actual

que permita conocer en el tiempo las relaciones entre movimientos y sismicidad, y que

tanto su instalación como las lecturas sean lo suficientemente representativas y precisas

para identificar los movimientos que se deban a empujes horizontales en la ladera.

- Implantar en la ladera izquierda piezómetros adicionales que permitan determinar la

presión intersticial en la zona de contacto entre la megacapa rocosa y el sustrato, así

como a lo largo del macizo que forma la megacapa rocosa y también en el sustrato.

Independientemente del tipo de piezómetros a utilizar, se recomienda que se instalen

piezómetros de tipo hidráulico y de tipo abierto, con el fin de efectuar contrastes de

medidas. Las lecturas serán efectuadas con la periodicidad necesaria para establecer

relaciones entre pluviometría, inclinómetros y nivel de embalse.

- Aunque esta Comisión tiene noticias de que se han oído ruidos en las inmediaciones del

embalse, no forma parte de los objetivos de este informe la investigación de tal

fenómeno, porque no sería posible al carecer de información y de mediciones

instrumentales. No obstante la Comisión recomendó a la Administración en octubre de

2005 (13/10/05) que se procediera a instalar sistemas sónicos que permitan identificar

los citados ruidos, tanto sus características físicas, como su localización, duración,

frecuencia y fecha (hora, minutos y segundos), etc. Esta información debería ser


contrastada con los restantes sistemas de auscultación de la ladera y presa

(inclinómetros, sismógrafos, pluviometría, niveles de agua en el embalse, piezómetros,

etc.)

- En el presente Informe se ha efectuado un análisis de estabilidad de la ladera a partir de

ciertas hipótesis, tomadas muy del lado de la seguridad. Sin embargo, éste análisis y sus

conclusiones sobre la estabilidad de la ladera no eximen de la necesidad de efectuar

verificaciones y estudios adicionales basados en los siguientes datos:

- Relación entre volumen de precipitaciones y sus correspondientes períodos de

retorno y los posibles niveles piezométricos resultantes en la ladera izquierda.

Estos estudios deben incluir la máxima precipitación posible o la máxima

precipitación histórica en la región mediante los oportunos estudios

meteorológicos, climáticos e hidrológicos. Para la realización de este estudio

también sería necesario caracterizar hidrogeológicamente los materiales de la

ladera izquierda, aspecto no incluido en los estudios anteriores, como su

permeabilidad horizontal y vertical, coeficiente de almacenamiento, porosidad

eficaz, escorrentía, capacidad de infiltración, etc. El objetivo de este estudio sería

determinar la capacidad de la ladera izquierda de alcanzar distintos niveles de

saturación y sus correspondientes gradientes piezométricos, en función de la

pluviometría y sus períodos de retorno, con el fin de incorporar estos resultados

al análisis de estabilidad de la ladera.

- Reevaluación de las condiciones de estabilidad de la ladera a partir de la

información complementaria anteriormente citada de forma que se efectúe un

análisis de estabilidad para condiciones estáticas y para condiciones dinámicas,

integrando los parámetros sísmicos que se especifican en la Parte Primera y

Segunda de este informe.

Madrid a 20 de diciembre de 2005.

Este Informe consta de una memoria resumen, 3 apartados y 5 anexos. Ha sido realizadopor los técnicos que suscriben:

Fdo: Luis I. González de Vallejo Fdo: José Ángel Rodríguez FrancoCatedrático de Ingeniería Geológica (UCM) Máster en Ing. Geológica (UCM)Geólogo Colegiado Nº 13 Geólogo Colegiado Nº 2.123

Fdo: Juan Miguel Insua Arévalo Fdo: Julián García MayordomoMáster en Ing. Geológica (UCM) Doctor en Ciencias Geológicas. (UCM)Geólogo Colegiado Nº 3.058 Máster en Ing. Geológica

Geólogo Colegiado Nº 2.940

Han participado como consultores los siguientes expertos:

ANEXO I: Dr. Julian J. BommerDr. en Ingeniería Sísmica (UL)Profesor Titular de Riesgo Sísmico (IC)

ANEXO II: Dr. Ricardo OliveiraCatedrático de Ingeniería Geológica (UNL)Dr. “Honoris Causa” (UCM)

ANEXO III: Dr. Alberto Mazariegos de la SernaProf. Titular de Geotecnia y Cimientos y Geología Aplicada (UPM)Geólogo Colegiado Nº 1.476

UCM: Universidad Complutense de Madrid. UNL: Universidad Nova de Lisboa. UL: Universidad de Londres.IC: Imperial College of Science and Technology de Londres. UPM: Universidad Politécnica de Madrid.


ANEXOS

ANEXO I: Informe sobre la sismicidad registrada en la zona próxima a la

Presa de Itoiz

ANEXO II: Informe sobre la sismicidad y la estabilidad de la ladera izquierda

de la Presa de Itoiz

ANEXO III: Interpretación de los registros de piezómetros e inclinómetros de

la ladera izquierda de la Presa de Itoiz

ANEXO IV: Relación de la documentación consultada

ANEXO V: Datos básicos de la Presa de Itoiz


ANEXO IINFORME SOBRE LA SISMICIDAD REGISTRADA EN LA ZONA

PRÓXIMA A LA PRESA DE ITOIZ

Julian J. Bommer

1

El presente informe contiene las respuestas del Dr Julian J. Bommer (1) a una seriede preguntas planteadas por el Profesor Luis González de Vallejo. Las respuestasse basan en la opinión y la experiencia del autor, y no en una revisión extensiva dela literatura sobre casos de sismicidad anticipada por el llenado de grandesembalses.

(1) Dr. en Ingeniería Sísmica (UL). Profesor Titular de Riesgo Sísmico (IC). Reader in Earthquake HazardAssesment (IC)

1. A partir de la información disponible ¿considera que la sismicidad registrada durante laexplotación del embalse es de tipo inducido?

En primer lugar, considero oportuno aclarar la terminología utilizada para abordaresta cuestión. No sé si existe una definición universalmente aceptada, pero a micriterio la sismicidad inducida es aquella actividad sísmica que ocurre debido aactividades antropogénicas que generan esfuerzos (totales o efectivos) en la cortezaque causan terremotos, y que en ausencia de dichas actividades antropogénicas nohubiesen ocurrido. Por sismicidad anticipada entendería aquella que ocurre debidoa cambios en los esfuerzos (efectivos) en la corteza provocados por actividadesantropogénicas; en este caso, se trata de sismos incipientes y en ese sentido sepuede concluir que la actividad antropogénica acelera la ocurrencia de sismos queeventualmente podrían haber ocurrido naturalmente. Desde esta perspectiva, lasismicidad asociada con actividades como la extracción e inyección de fluidos enperforaciones se clasificaría como sismicidad inducida, mientras que la sismicidaddebida al llenado de un embalse sería de naturaleza anticipada.

En apoyo a esta distinción, se puede citar lo siguiente de McGarr et al. (2002):

“As used here, the adjective ‘induced’ describes seismicity resulting froman activity that causes a stress change that is comparable in magnitudeto the ambient shear stress acting on a fault to cause slip, whereas‘triggered’ is used if the stress change is only a small fraction of theambient level”.

Hay que reconocer que en su uso común, los términos ‘inducido’ y ‘anticipado’tendrían el mismo significado para muchos, por lo cual es conveniente usar otraspalabras que hagan más clara su distinción. En el sentido discutido previamente,una sismicidad inducida se podría calificar como una sismicidad provocada, debidoa que en tales casos la actividad sísmica se debe plenamente a las actividadeshumanas. De la misma forma, una sismicidad anticipada podría ser calificada comouna sismicidad precipitada, dado que en tales casos la actividad sísmica se debe

2

principalmente a causas naturales, mientras que las actividades humanas influyenbásicamente en el tiempo de ocurrencia de los sismos.

Aceptando esta distinción, la pregunta inicial debería ser replanteada de la siguientemanera: ¿considera que la sismicidad registrada durante la explotación del embalsees de naturaleza anticipada? Sin embargo, mi opinión es que la pregunta deberíaformularse de otra forma: ¿Hay evidencias suficientes para descartar la posibilidadque la sismicidad fuese anticipada por el llenado del embalse? Al respecto, meencuentro en desacuerdo con el informe escrito por el Dr García Yagüe quien afirmaque “para aceptar que la sismicidad de una zona ha sido inducida por un embalse uotra actividad humana, es necesario encontrar una relación cierta entre la actividadhumana y los sismos observados”. En mi opinión, para un caso de sismicidadprecipitada (anticipada) – que sería el caso de terremotos asociados con el llenadode un embalse – se tendrían que producir evidencias definitivas para descartar laposibilidad que la sismicidad fuese precipitada; considerando lo anterior, se tendríaque concluir que la ocurrencia de los terremotos de septiembre del 2004 fueron elresultado del llenado del embalse.

Dada la correlación en espacio y tiempo entre el llenado y la ocurrencia de la seriesísmica, la altura de la presa y la presencia de fallas normales en la cerrada segúnconsta en los informes geológicos de la construcción de la presa, se puede concluirque existen varios argumentos para apoyar la hipótesis de que se trata de un casode sismicidad precipitada o anticipada (véase la Figura 1).

La Figura 1 muestra el círculo de Mohr de esfuerzos para tres regimenes tectónicoscorrespondientes a diferentes estados de esfuerzos corticales (estado inicial). Allenar el embalse, ocurre un aumento en el esfuerzo total debido al aumento en lacarga vertical (y un aumento en el esfuerzo horizontal, tomado como el 60% delaumento vertical) correspondiente al peso del agua. Con el paso del tiempo, lapresión hidrostática del embalse causa una infiltración del agua dentro de la cortezaresultando en un aumento en la presión de agua intersticial dentro de fallasexistentes; este aumento produce una reducción del esfuerzo efectivo, tanto verticalcomo horizontal. Se puede apreciar de la figura que para una región de esfuerzoscompresivos – donde se encontrarían fallas inversas – el efecto esperado a corto ylargo plazo es de alejar el círculo de esfuerzos de la envolvente de falla. El régimentectónico en el que el efecto de llenado tiene una mayor influencia en la generaciónde la ruptura de una falla, es en fallas normales.

En la Figura 1 se muestra la situación a corto y largo plazo para fallas de dirección(1), inversas (2) y normales (3) de estados de esfuerzos corticales y sus cambiosdebidos al llenado de embalses

3

Figura 1. Estados de esfuerzos corticales y sus cambios debidos al llenado de embalses acorto y largo plazo para fallas de dirección (1), inversas (2) y normales (3). En cada caso sesupone que al aumento de esfuerzo total horizontal es igual al 60% del aumento en elesfuerzo vertical (Bommer, 1994)

4

Al mismo tiempo no me parecen ni concluyentes ni suficientes los argumentospresentados en contra de esta hipótesis ya que esencialmente éstos se limitan alhecho de que existe una sismicidad natural en la región, lo cual en sí no esevidencia contra la conclusión de que la serie de septiembre del 2004 sea un casode sismicidad anticipada. Entre los argumentos que no me parecen defendibles estáel planteado por el Dr García Yagüe sobre “la distribución de los epicentros nocoincide con el embalse…..y no se concentra en la zona de mayor altura de agua yle rodea”.

La Figura 2 (Bolt, 1981) muestra la sismicidad disparada por el llenado del embalsede Oroville en California, uno de los casos confirmados del fenómeno de sismicidadanticipada, donde se aprecia que el evento principal y sus réplicas fueron ubicados avarios kilómetros de la presa y del embalse. También es interesante anotar queTalwani (1997) presenta como unas de las características destacadas de sismicidaddisparada por embalses la ausencia de sismicidad debajo de la parte más profundadel embalse y la actividad sísmica en la periferia del mismo.

5

Figura 2. Sismos anticipados por el llenado del embalse de Oroville en California (Bolt, 1981)

6

Figura 3. Relación entre la cantidad total de fluido bombeado y el momento sísmico total dela sismicidad provocada por un proyecto geotérmico en El Salvador (Bommer et al., 2005).

Otro factor importante a considerar es que no hay necesariamente una estrechacorrelación entre el tiempo de llenado y el disparo en el caso de la sismicidadanticipada, pero si hay dicha correlación en el caso de sismicidad provocada (Fig. 3).De hecho, en la mayoría de casos de sismicidad anticipada por embalses, el tiempotranscurrido entre el llenado y los sismos principales ha sido mucho mayor que en elcaso de Itoiz (Fig. 4).

7

Figura 4. Relación entre el tiempo de llenado del embalse Itoiz y la serie sísmica

Otro argumento utilizado en los informes presentados, tanto para presentar el casocontra sismicidad anticipada, como a favor del mismo, se trata del valor delparámetro b de la relación de recurrencia. Es mi opinión que en ambos casos losargumentos son débiles y no considero que este dato se deba considerar como unaevidencia decisiva en el análisis, aunque cualquier característica de la sismicidadinducida/anticipada que la distinga de la sismicidad natural, puede ser unaherramienta útil para relacionar la actividad sísmica con el llenado del embalse. Losresultados presentados por el Dr Rueda Núñez sobre este fenómeno están lejos deser concluyentes dado que encuentra un valor de b de 0.8 para la serie deterremotos de septiembre del 2004, mientras el valor asociado a la sismicidadregional es de 0.9. La diferencia entre estos dos valores es considerablementepequeña y me imagino que es comparable con la incertidumbre asociada al cálculode los mismos.

El Dr García Yagüe también presenta el valor del parámetro b de la relación derecurrencia como otro indicativo de que no se trata de un caso de sismicidadanticipada, argumentando que los valores asociados a la serie de septiembre del2004 en Itoiz son muy bajos comparados con los valores obtenidos por casosconfirmados de sismicidad anticipada por embalses. Los valores indicados por el DrGarcía Yagüe son del orden de 0.3 a 0.5, siendo estos mucho menores que el valordado por el IGN, desconociéndose el grado de confianza de los mismos.

8

Por otro lado, el valor del parámetro b es un elemento que se debe considerar juntocon las demás evidencias, pero que por si mismo no puede ser tomado como unaprueba concluyente de que se trata de una sismicidad anticipada.

Las evidencias presentadas y discutidas anteriormente sobre la localizaciónepicentral de los eventos de la serie sísmica de septiembre del 2004, la correlaciónentre el tiempo de llenado y el disparo de la serie, y los valores del parámetro b,muestran que no hay evidencias contundentes que refuten la afirmación de que laserie sísmica sea un caso de sismicidad anticipada o precipitada. Al mismo tiempo lacorrelación entre el llenado del embalse y la serie sísmica, tanto en el tiempo comoen el espacio, y la existencia de fallas normales en la zona del embalse, apuntanclaramente a la conclusión de que la serie de sismos ocurridos en septiembre del2004 fue precipitada por el llenado del embalse.

2. En su opinión, ¿cuáles de los posibles terremotos y sus correspondientes acciones sísmicassobre el terreno deberían ser consideradas en el análisis de estabilidad de las laderas delembalse?

Creo importante realizar una estimación de los eventos que podrían ocurrir entérminos de su magnitud, aunque podría ser difícil estimar sus intervalos derecurrencia. Sin embargo, la cuestión crítica es la intensidad del movimiento que sepodría producir en el entorno de la ladera y, por tanto, se debe tener en cuenta queel terremoto determinante podría corresponder a un sismo de menor magnitudpróximo a la ladera, en vez de un sismo de gran magnitud a mayor distancia.Además, creo importante considerar varios escenarios, uno de ellos correspondientea la ruptura de una falla importante que podría generar un sismo de magnitudrelativamente elevada pero alejado de la ladera izquierda y, otro, un sismorelativamente somero de magnitud más pequeña (por ejemplo, una repetición delevento de 18 de septiembre del 2004) muy próximo a la ladera. La magnitud de loseventos anticipados dependerá en parte de la capacidad de las fallas geológicas dela zona en las que se podrían producir futuros sismos, aunque es importante anotarque las dimensiones de una ruptura asociada con un sismo de magnitud del ordende 5 son tan pequeñas que podrían no ser identificables.

3. Entre los anteriores terremotos, ¿cuál podría tener efectos significativos en la estabilidadde las laderas?

La aceleración máxima del terreno – el llamado PGA – sólo indica si se excederá ono el estado límite del equilibrio, pero en sí no es suficiente para identificar laposibilidad de un deslizamiento, ya que si el pico de aceleración es aislado no

9

necesariamente habrá un movimiento apreciable en la ladera. Para que unmovimiento se desarrolle al nivel de un deslizamiento depende de varios factores,incluyendo la resistencia residual del material que forma la superficie deslizante, elaumento de presión intersticial a raíz del movimiento del terreno, y el número deciclos de movimiento. Varios estudios han concluido que el parámetro de movimientofuerte que mejor se correlaciona con la capacidad para desencadenardeslizamientos es la intensidad de Arias (p.e. Harp & Wilson, 1995) que en efecto esuna medida de la energía total del movimiento.

La identificación de los escenarios sísmicos consiste en definir la magnitud y laubicación de posibles sismos en la zona del embalse. La mejor forma de identificarestos dos parámetros para definir los escenarios es a través de un análisisprobablístico de la peligrosidad sísmica seguido por una desagregación de losresultados correspondientes a un escogido periodo de retorno. Por el momento ypara un análisis preliminar, se han identificado dos escenarios de maneradeterminista, los cuales podrían ser considerados como relativamenteconservadores. El primero es una repetición del sismo del 18 de septiembre del2004 pero con una magnitud mayor, correspondiente a la ruptura co-sísmica delárea afectada por las réplicas de dicho evento, de Mw 5.4 (comparada con Mw 4.5estimada para el evento original). Además se localiza el escenario directamentedebajo de la ladera a una profundidad focal de 6 km. El segundo escenariocorresponde a un sismo mayor relacionado con una de las fallas conocidas de lazona; en este caso, la distancia que separa el evento sísmico de la ladera estácontrolada por la ubicación de la falla. Se pueden descartar eventos asociados conla ruptura del cabalgamiento Oroz-Betelu debido a que su mecanismo sería deruptura inversa, lo cual hace improbable que sea fuente de sismicidad disparada(véase la Figura 1). El escenario seleccionado es la ruptura de la falla de Monreal alo largo de sus 20 kilómetros, resultando en un sismo de Mw 6.6 a una distancia de15 km de la ladera. Ambos sismos tendrían un mecanismo focal normal.

Considerando los dos escenarios sísmicos, se han estimado los valores resultantesen la zona de la ladera de tres parámetros: la aceleración máxima del terreno (PGA),la velocidad máxima del terreno (PGV) y la intensidad de Arias (AI). Se emplearon 2ecuaciones para la estimación de cada parámetro. En general, las ecuacionesindican que se esperan mayores valores de PGA en la ladera del escenario local (Mw

5.3) y por tanto se ha de tomar en cuenta este escenario sísmico, dado que lainestabilidad de una ladera depende en primer lugar de la aceleración máxima y desi ésta excede o no el valor crítico que corresponde al límite del equilibrio. Al mismotiempo, para PGV y para AI, las ecuaciones de atenuación coinciden en predecirvalores mayores generados por el segundo escenario sísmico (Mw 6.6 a 15 km).Dado que ambos parámetros, siendo medidas de la energía del movimiento, sonindicadores de la capacidad del movimiento a desplazar una masa inestable – una

10

vez pasado el umbral del equilibrio –, no se debe descartar este segundo escenariode las consideraciones de la estabilidad de la ladera, sobretodo porque el valorresultante de PGA es casi igual al que produce el primer escenario. De hecho, conbase en estas consideraciones preliminares – que realmente ignoran la probabilidadde ocurrencia de los dos casos – los valores similares de PGA calculados para losdos escenarios junto con la energía y duración mayores para el segundo caso,conllevarían a la conclusión que el escenario de un sismo de Mw 6.6 a 15 km es elcaso más crítico.

4. ¿Que recomendaciones haría en relación con futuros llenados y vaciados del embalse enorden a minimizar la sismicidad?

En el caso de sismicidad inducida, por ejemplo por inyecciones de fluidos a altapresión, es posible, hasta cierto punto, controlar la sismicidad a través de unareducción de la presión o el caudal del bombeo (p.e. Bommer et al., 2005). En elcaso de la sismicidad anticipada por el llenado de un embalse, es mucho más difícil,ya que una de las características de este tipo de sismicidad es que en muchos casoshay un lapso de meses o incluso de años entre el llenado y la ocurrencia de lossismos. Si existen las condiciones para disparar la sismicidad sobre las fallasgeológicas en los alrededores del embalse, habrá un punto crítico en el que lapenetración de aguas reduce el esfuerzo efectivo al punto que permite la ruptura dela falla. Los casos documentados indican que uno de los factores críticos es laprofundidad del embalse (generalmente las presas han tenido una altura de almenos 100 m) y si este es el caso no hay manera de controlar la sismicidad, ya queal llenar el embalse a dicho nivel se iniciará el proceso que eventualmente provocarála actividad sísmica. Sin embargo, considero indispensable la instalación de redesde sismógrafos y acelerógrafos para vigilar la actividad sísmica y los movimientosdel terreno causados por la misma.

5. ¿Qué tipo de estudios o medidas de auscultación sísmica se recomendaría en un futuro enrelación con la problemática consultada?

Creo que es importante realizar estudios paleosismológicos de las estructurasgeológicas de la zona, con el fin de establecer la ubicación y posible magnitud deescenarios sísmicos que podrían ser considerados en los análisis. En vista de lasrespuestas a las preguntas nºs. 2 y 3, y por ende, la insuficiencia de los análisisestáticos o pseudo-estáticos para determinar las condiciones de estabilidad de laladera izquierda debido a movimientos sísmicos, creo que debe ser llevado a caboun análisis dinámico de estabilidad de la misma.

11

En cuanto a la auscultación sismológica es muy importante mantener una vigilanciainstrumental de la actividad en el entorno del embalse a través de sismógrafos losuficientemente sensibles para detectar sismos de pequeña magnitud. Tambiénsería muy útil obtener registros del movimiento del terreno en la ladera izquierda enel evento de cualquier sismo perceptible, para identificar si existe algunaamplificación del movimiento causada por efectos geológicos o topográficos.También es aconsejable instalar acelerógrafos en las cercanías de viviendas en lazona con el fin de tener control sobre la intensidad de cualquier movimiento sísmicoque se produzca.

10 de noviembre de 2005Dr Julian J. Bommer

Department of Civil & Environmental EngineeringImperial College London

South Kensington CampusLondon SW7 2AZ, Reino Unido

REFERENCIAS

Bolt, B.A. (1981). Terremotos. Editorial Reverté, Barcelona.

Bommer, J. (1994). Sismología para Ingenieros. Papeles Técnicos UCA, SerieFundamentos F93001, Universidad Centroamericana “José Simeón Cañas”, SanSalvador, El Salvador, 431 pp.

Bommer, J.J., S. Oates, J.M. Cepeda, C. Lindholm, J.F. Bird, R. Torres, G.Marroquín & J. Rivas (2005). Control of hazard due to seismicity induced by a hotfractured rock geothermal project. Submitted to Engineering Geology.

Harp, E.L. & R.C. Wilson (1995). Shaking intensity thresholds for rock falls andslides: evidence from Whittier Narrows and Superstition Hills earthquake strong-motion records. Bulletin of the Seismological Society of America 85, 1739-1757.

McGarr, A., D. Simpson & L. Seeber (2002). Case histories of induced and triggeredseismicity. In: International Handbook of Earthquake and Engineering Seismology,Part A, eds. W.H.K. Lee, H. Kanamori, P.C. Jennings & C. Kisslinger, AcademicPress, pp. 647-661,

Talwani, P. (1997). On the nature of reservoir-induced seismicity. Pure and AppliedGeophysics 150, 473-492.


ANEXO IIINFORME SOBRE LA SISMICIDAD Y LA ESTABILIDAD DE LA

LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA DE ITOIZ (NAVARRA)

Ricardo Oliveira

1

La presente consulta ha sido preparada a petición del Profesor Luis González de Vallejo, en

nombre de la Comisión del Colegio de Geólogos que estudia las condiciones de seguridad de

la Presa de ITOIZ, en Navarra, en lo referente a la sismicidad inducida y la estabilidad de la

ladera izquierda de la presa.

Además de la lectura de una gran cantidad de informes sobre la presa, redactados por diversos

autores, he tenido la oportunidad de visitar el emplazamiento de la presa, especialmente la

ladera izquierda.

En este documento se da respuesta a las cuestiones planteadas en nombre de la citada

Comisión y representan la opinión del firmante sobre los aspectos de sismicidad y de

estabilidad de la ladera izquierda.

1) A partir de la información disponible, ¿considera que la sismicidad registrada durante la

puesta en carga del embalse es de tipo inducido?.

La sismicidad inducida por el llenado del embalse de una presa exige, en principio, que la zona

sea tectónicamente activa demostrada por una historia sísmica importante antes de las obras

y/ó que los materiales sobre los que se sitúa el embalse tengan una resistencia muy débil.

Estas condiciones se basan en la experiencia de los casos más conocidos de sismicidad

inducida por el llenado de embalses.

Del conjunto de dichos casos, se deduce que el “disparo” de sismos de magnitud superior a 3

se produce solamente cuando la altura de agua se aproxima de unos 100 m y el volumen del

embalse es superior a 100 Mm³. En estos casos, aumenta significativamente la frecuencia de

los sismos al iniciarse el “disparo”, de donde resulta una liberación de tensiones que dificulta la

ocurrencia de sismos inducidos de gran magnitud.

La sismicidad registrada en la zona de la presa de ITOIZ, incluso la de Septiembre de 2004, no

permite concluir que tuviera alguna relación con la puesta en carga del embalse, tanto más que

el llenado fue hasta hoy reducido (algunas decenas de metros). De acuerdo con el Plan de

Puesta en Carga, el primer escalón fue la cota 536, a la cual corresponde una altura máxima

de algo más 30 m de agua que se mantuvo por dos meses, antes de subir hasta la cota 561

2

donde se mantuvo otros dos meses. Después de ese período bajó de nuevo hasta el primer

escalón.

Así, a partir de la información disponible considero que la sismicidad registrada durante la

puesta en carga del embalse no es de tipo inducido y muy probablemente no tendrá ninguna

relación con el llenado del embalse, sino que responde a la manifestación sísmica normal de la

zona, igual a otras registradas en anteriores fechas.

2) En función de la información sísmica registrada y de experiencias en otras presas, ¿cuál

sería la magnitud máxima esperable de terremotos anticipados como consecuencia de la

explotación del embalse?

En función de los datos sobre sismicidad anticipada de otras presas (Koina, Kremasta, Kariba,

Orovile, Nurek, etc) la magnitud máxima esperable en Itoiz por terremotos disparados como

consecuencia de la explotación del embalse no superaría la magnitud 4,5.

3) Entre los anteriores terremotos, ¿cuál podría tener efectos significativos en la estabilidad

de las laderas?.

Los sismos de magnitud 4.5 a 5 (el de Septiembre 2004 ha sido 4,6) pueden originar una

acción sísmica con efectos en la estabilidad de laderas, en situaciones en que el coeficiente de

seguridad de la ladera sea bajo, lo que no parece ser el caso de la ladera izquierda de la presa

de Itoiz.

Además, de todos los terremotos conocidos y estudiados en la zona, en un período de más de

130 años, la mayoría de los terremotos tienen una intensidad IV a V, y una magnitud máxima

de 4.5, la misma de la serie sísmica de Itoiz.

4) ¿Qué recomendaciones haría en relación con futuros llenados y vaciados del embalse en

orden a minimizar la sismicidad?.

3

Se deben seguir las velocidades impuestas en el Programa de Puesta en Carga, mientras dura

dicha fase, donde ya se contamplaba este hecho. En el Programa de Puesta en Carga se

prevén velocidades de ascenso de la lámina de agua entre 0.2 y 0.6 m/día, y velocidades de

descenso entre 0.3 y 1.0 m/día. Los escalones de carga se sitúan en intervalos de 30 m

aproximadamente.

5) En función de la información consultada, ¿es inestable actualmente la ladera izquierda de

la presa?.

A partir de toda la información consultada y de la visita al sitio, y teniendo también en cuenta, la

moderada inclinación de la ladera en la dirección del buzamiento de las capas de flysh, no se

considera que la ladera sea inestable.

6) ¿Considera que la explotación del embalse podría afectar a la estabilidad de las laderas? y

en su caso, ¿podría afectar a la estabilidad de la ladera izquierda?.

No podría afectar a la “megacapa rocosa”, porque la zona potencialmente inestable se sitúa a

cotas superiores al nivel de máximo embalse y al de los niveles freáticos máximos resultantes

de los llenados.

7) Ante eventuales precipitaciones muy intensas en la zona, aún siendo éstas poco o muy

poco frecuentes, ¿podrían afectar a la estabilidad de la ladera? Y en su caso, ¿deberían ser

considerados sus efectos en el análisis de estabilidad?.

Precipitaciones intensas eventuales en la zona, solo podrían afectar a la estabilidad de la

ladera, en la medida que fuera posible la infiltración del agua al interior del macizo rocoso. En

este caso, las fuerzas gravitacionales aumentarían y también podría producirse una

disminución de las fuerzas resistentes al deslizamiento. De estas acciones resultarían fuerzas

desestabilizadoras adicionales que habría que considerar en el cálculo de estabilidad.

4

8) En función de las características del embalse y tipo de presa, ¿cuál podría ser la

repercusión de un hipotético deslizamiento de la ladera izquierda, teniendo en cuenta que las

dimensiones del embalse y que la masa potencialmente inestable en su conjunto (megacapa

rocosa y megacapa detrítica) es de 5 Hm3 y que bajo los desagües de fondo de la presa hay

una capacidad de embalse “muerto” de 8,5 Hm3 y que por encima de la cota de máximo

embalse (590 m) la capacidad del embalse es de 20 Hm3?.

De acuerdo con la morfología de la ladera izquierda y con la estructura del macizo rocoso, el

principal movimiento de masa rocosa se podría manifestar en dirección aguas arriba de la

presa, en la zona cercana a su eje.

El volumen de 5 Hm³ de la masa potencialmente inestable (megacapa rocosa y megacapa

detrítica) es significativo y podría causar olas de grandes dimensiones si su movimiento fuera

de gran velocidad. En el caso de Itoiz, no hay evidencias de movimientos en la ladera a lo largo

de los 10 años de mediciones e inspecciones visuales del terreno. No son visibles grietas ni

otros signos de inestabilidad y los desplazamientos acumulados registrados por los

inclinómetros son insignificantes.

Teniendo en cuenta la baja pendiente de la ladera y la moderada inclinación de las capas

rocosas, si el deslizamiento de una masa de 5 Hm³ se produjera, el movimiento seria lento,

ocupando dicha masa el volumen “muerto” del embalse bajo los desagües de fondo de la

presa, y sin provocar ninguna ola de altura suficiente para sobrepasar la presa y poner en

riesgo a las poblaciones de aguas abajo.

9) ¿Qué tipo de estudios o medidas de auscultación se recomendaría en un futuro en

relación con la problemática consultada?.

La problemática estudiada abarca cuestiones de tres tipos:

a) Sismidad anticipada por el llenado del embalse

b) Potencial inestabilidad de la ladera

c) Efecto del agua ante una eventual rotura del macizo rocoso

5

Se considera que los estudios sísmicos hechos durante el proyecto de la presa y hasta 2005,

incluyendo las análisis sismo-tectónicos más recientes, son suficientes para caracterizar la

acción sísmica, y que se podría caracterizar los parámetros dinámicos y el periodo de retorno.

Se recomienda continuar el registro de la actividad sísmica con los acelerómetros instalados en

la presa (asegurar su funcionamiento correcto), y la instalación complementaria de

acelerómetros en el entorno del embalse a fin de permitir la creación de una red con vista al

estudio más detallado de las aceleraciones, mecanismos focales y profundidad de los sismos.

En cuanto al estudio de potenciales movimientos de la ladera, se considera que los

inclinómetros y bases topográficas instalados deberían ser suficientes para registrar con

antelación suficiente cualquier eventual movimiento, así como cualquier aceleración brusca.

Las mediciones de las bases topográficas deberían ser hechas con estación total y no con

GPS, que son menos precisos.

Por otro lado, se debe asegurar que los procedimientos de instalación y de lectura son

correctos, y mejorar el registro y frecuencia de las medidas.

Los piezómetros instalados no indican la presencia de agua. Esta información debe verificarse

pues parece poco justificable que después de 10 años de lecturas, en cuyo período periodo

han ocurrido algunas fuertes precipitaciones, no se haya registrado presión de agua alguna en

dichos piezómetros. En estos casos es deseable instalar también algunos piezómetros

hidráulicos que son, en general, más fiables que los eléctricos.

Finalmente se considera indispensable realizar inspecciones visuales de rutina, al menos una

cada dos semanas, inspeccionando cualquier indicio de grietas ó surgencias de agua del

macizo. En periodo de lluvias, debe registrarse cómo se produce el drenaje superficial de las

aguas en la ladera izquierda.

En otro contexto, si se observara la presencia de agua en el interior del terreno en la ladera

izquierda, se considera importante realizar una serie de sondeos casi horizontales, con

pendientes hacia el embalse y que funcionen como drenes, de forma que permitan medir los

eventuales caudales drenados.

Lisboa, noviembre de 2005

Ricardo OliveiraIngeniero GeólogoCatedrático de la Universidad Nova de LisboaMiembro de la Academia de Ingeniería de Portugal


ANEXO IIIINTERPRETACIÓN DE LOS REGISTROS DE PIEZÓMETROS E

INCLINÓMETROS DE LA LADERA IZQUIERDADE LA PRESA DE ITOIZ

Alberto Mazariegos

1/23

INDICE

I.- INTRODUCCIÓN.

II.- DOCUMENTACIÓN CONSULTADA.

III.- INTERPRETACIÓN DE LOS REGISTROS DE PIEZÓMETROS E

INCLINÓMETROS DE LA LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA DE ITOIZ.

III.1.- Piezómetros.

III.2.- Inclinómetros.

IV.- CONSIDERACIONES DEL ANÁLISIS DE LOS REGISTROS DE

PIEZÓMETROS E INCLINÓMETROS DE LA LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA

DE ITOIZ.

IV.1.- Piezómetros.

IV.2.- Inclinómetros.

V.- RECOMENDACIONES.

2/23

I. INTRODUCCIÓN.

El informe técnico que se emite ha consistido en el análisis del comportamiento de la

auscultación de la estructura de recubrimiento de la ladera izquierda de la presa de Itoiz, en

base a una supervisión detallada de los estudios, informes y proyectos disponibles sobre la

seguridad de la presa, en el marco de un Convenio de Colaboración entre el Ilustre Colegio

Oficial de Geólogos de España y el Ministerio de Medio Ambiente.

El objetivo principal del informe ha sido valorar los aspectos más relevantes de la validez, en

el ámbito de aplicación de la seguridad de la presa, de los sistemas de auscultación de la

megacapa que se han realizado desde su implantación en el año 1999.

Para el cumplimiento de este objetivo se ha llevado a cabo una revisión de toda la

información disponible de la auscultación de la ladera izquierda de la presa y en particular

de la estructura de recubrimiento, denominada “megacapa”, recogida en los diversos

informes emitidos. Además se están llevando a cabo, por expertos en distintas materias y

campos de la ingeniería civil, ingeniería geológica e ingeniería sísmica, cálculos y análisis

para la validación de diversas determinaciones referentes a la estabilidad del terreno, la

sismicidad de la zona, etc.

II. DOCUMENTACIÓN CONSULTADA.

Para la redacción del presente informe se ha llevado a cabo una revisión de toda la

documentación disponible referente a la presa de Itoiz tal como estudios geológicos,

informes específicos de los distintos aspectos constructivos, estabilidad de la presa,

investigaciones y ensayos, instrumentación y auscultación, sismicidad, etc.

En referencia a los estudios sobre la estabilidad de la ladera de la margen izquierda, se han

estudiado con gran detalle todos los informes que hacían referencia a estos temas. En

especial se ha estudiado, de forma más exhaustiva, la siguiente documentación:

3/23

- Informe de Auscultación Presa de Itoiz. Enero 2005. Tras la serie de terremotos de

2004, Ingeniería del Suelo redactó este informe en el que se recogen los resultados de

todos los instrumentos de medición instalados en la presa y en la ladera izquierda.

- Informe geológico-geotécnico de la ladera izquierda aguas arriba de la presa deItoiz. Julio de 2000. Charles Joulain y Francisco Sánchez, ARBEA U.T.E., redactaron

este informe en el que se lleva a cabo una caracterización geológica de gran detalle en

la ladera izquierda y se realiza un estudio geotécnico de la misma, estudiando su

estabilidad e incluso proponiendo actuaciones para asegurar la estabilidad en la

“megacapa rocosa”.

- La ladera de la margen izquierda del embalse de Itoiz. Julio de 2005. Informe

realizado por la Confederación Hidrográfica del Ebro, en el que se muestra en un plano

la magnitud de los desplazamientos registrados a lo largo del tiempo en la ladera

izquierda.

- Datos recientes de auscultación de la ladera izquierda. Julio de2005. En este

avance se recogen los datos recientes, hasta julio de 2005, del control piezométrico e

inclinométrico de la ladera izquierda de la presa de Itoiz.

III. INTERPRETACIÓN DE LOS REGISTROS DE PIEZÓMETROS E INCLINÓMETROSDE LA LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA DE ITOIZ.

En la ladera izquierda de la presa de Itoiz, aguas arriba de la misma, se localiza la estructura

de recubrimiento denominada “megacapa”. La auscultación de la ladera y de esta estructura

se realiza en 10 zonas, cuya situación aproximada se muestra en la Figura nº 1,

proporcionada por la Confederación Hidrográfica del Ebro. En cada una de estas 10 zonas

se han instalado, 10 piezómetros, 10 inclinómetros y unas bases topográficas en las

cabezas de los inclinómetros cuya lectura se realiza, con diferente periodicidad, mediante

GPS. La distribución en la ladera de estas zonas de control es la siguiente:

Ladera izquierda “macizo rocoso”: Zonas 1, 2, 5, 9 y 10 Ladera izquierda “megacapa rocosa”: Zonas 3, 4 y 6 Ladera izquierda “megacapa detrítica”: Zonas 7 y 8

4/23

Figura 1.: Fotografía de la ladera izquierda donde se representa de forma aproximada en color rojolas 10 zonas instrumentadas con inclinómetros y piezómetros.

5/23

III.1 Piezómetros.

Desde 1995 se ha llevado un control de las presiones intersticiales mediante piezómetros de

cuerda vibrante instalados en el interior de los sondeos (8 piezómetros entre 1995 y 1999, y

28 piezómetros entre 1999 y 2005). Este control ha permitido conocer las variaciones de las

presiones intersticiales, en función de las oscilaciones estacionales y con el proceso de

puesta en carga del embalse.

En la actualidad está instrumentado con piezómetros un sondeo en cada una de las zonas

comentadas en el apartado anterior. En cada uno de estos sondeos hay instalados, a

diferentes profundidades, dos piezómetros de cuerda vibrante denominados, Pz - ® - 1(inferior) y Pz - ® - 2 (superior). Las características y los niveles que controlan estos

piezómetros de cuerda vibrante, PCV, se resumen en el Cuadro nº 1.

El informe de Ingeniería del Suelo (Enero 2005), mostraba la piezometría de la ladera

izquierda, noviembre de 2004, con el nivel de embalse a la cota 535 (primera puesta en

carga) y resumía, en sus observaciones, la variación de niveles en los 6 años que se llevaba

controlando. Estos valores se recogen la Tabla nº 1.

6/23

Cuadro nº 1.- Características de los piezómetros. Ladera izquierda Presa de Itoiz

PiezómetroCota de boca

del piezómetro(m)

Longitud delpiezómetro

(m)

Profundidad alsustrato

rocoso (m)

Piezómetro inferior Pz - ® - 1

Cota / Profundidad (m)

Piezómetro superior Pz - ® - 2

Cota / Profundidad (m)

Litología en el sondeo(Niveles que controlan)

Ver capítulo III-4.2. de la Parte III.

Pz – 1 623,13 23,00 0,00 617,68 / 5,45 620,68 / 2,45 Serie II.- 0,00 a 23,00 m

Pz – 2 672,91 26,00 4,00 658,55 / 14,36 661,55 / 11,36Coluvial.- 0,00 a 4,00 mSerie II.- 4,00 a 15,00 mSerie III.- 15,00 a 26,00 m

Pz – 3 746,10 50,00 39,00 707,97 / 38,13 710,97 / 35,13 Megacapa rocosa.- 0,00 a 39,00 mSerie IV.- 39,00 a 50,00

Pz – 4 803,81 46,00 34,00 774,27 / 29,54 777,27 / 26,54Coluvial.- 0,00 a 18,00 mMegacapa rocosa.- 18,00 a 34,00 mSerie IV.- 34,00 a 46,00 m

Pz – 5 790,33 24,00 11,00 780,88 / 9,45 783,88 / 6,45 Coluvial.- 0,00 a 11,00 mSerie I.- 11,00 a 24,00 m

Pz – 6 668,70 49,00 27,00 642,82 / 25,88 645,82 / 22,88Coluvial.- 0,00 a 9,00 mMegacapa rocosa.- 9,00 a 27,00 mSerie IV / V.- 27,00 a 49,00 m

Pz – 7 597,65 53,00 25,00 571,81 / 25,84 574,81 / 22,84 Megacapa detrítica.- 0,00 a 25,00 mSerie IV.- 25,00 a 53,00 m

Pz – 8 543,80 51,00 22,00 522,57 / 21,23 525,57 / 18,23Megacapa detrítica.- 0,00 a 22,00 mSerie IV.- 22,00 a 33,00 mSerie V.- 33,00 a 51,00 m

Pz – 9 637,10 36,00 21,00 618,10 / 19,00 621,10 / 16,00 Coluvial.- 0,00 a 21,00 mSerie III.- 21,00 a 36,00 m

Pz – 10 705,54 60,00 3,00 692,10 / 13,44 695,10 / 10,44Coluvial.- 0,00 a 3,00 mSerie III / IV.- 3,00 a 30,00 mSerie V.- 30,00 a 60,00 m

7/23

Tabla nº 1.- Resumen de la piezometría de la ladera izquierda.Noviembre de 2004 (Nivel de embalse 535)

Zona Piezómetro Nivel piezométrico (m) Observaciones

1Pz-1-1

Pz-1-2

617

621

Cota constante

Cota constante

2Pz-2-1

Pz-2-2

659

663

Cota constante

Cota constante

3Pz-3-1

Pz-3-2

708

712

Cota constante

Cota constante

4Pz-4-1

Pz-4-2

774

777

Cota constante

Cota constante

5Pz-5-1

Pz-5-2

782

784

Cota constante

Cota constante

6Pz-6-1

Pz-6-2

642

-

Oscilaciones de ≅ 1 m

-

7Pz-7-1

Pz-7-2

573

576



8Pz-8-1

Pz-8-2

524

530

Ascenso reciente de 8 m

Cota constante

9Pz-9-1

Pz-9-2

617

622

Cota constante

Cota constante

10Pz-10-1

Pz-10-2

691

696

Cota constante

Cota constante

El análisis de esta evolución permite establecer que, en la mayoría de los piezómetros, los

niveles permanecen constantes, y con oscilaciones entorno a 1,0 m en los piezómetros Pz-

6-1, Pz-7-1 y Pz-7-2.

En todos las zonas, exceptuando la zona 8, los niveles piezométricos están situados

claramente por encima del nivel del embalse en esta fecha. Las variaciones registradas

deben estar regidas, fundamentalmente, por la pluviometría, según concluye este informe.

El único piezómetro que ha experimentado cambios es el Pz-8-1 (zona 8), que desde que se

inició la primera puesta en carga del embalse en enero de 2004, se ha producido un

ascenso del nivel piezométrico de unos 8 m, aunque dicho nivel sigue quedando unos 11 m

por debajo del nivel de embalse en la fecha en que se midió, noviembre de 2004. Se

8/23

observa un retraso entre el llenado del embalse y el ascenso del nivel freático en el sondeo

Sz-8.

Tal como recoge el citado informe de Ingeniería del Suelo, este ascenso se puede

considerar lógico ya que al elevarse la lámina de agua del embalse se produce un cierto

flujo hacia la ladera.

Del análisis de los datos recientes de control de niveles piezométricos realizados hasta el 15

de septiembre de 2005, encontrándose el nivel de embalse, desde febrero de 2005, a la cota

560 (segunda puesta en carga) y del estudio comparativo entre esta piezometría y la

realizada en noviembre de 2004 (nivel de embalse a la cota 530), se puede concluir que el

llenado hasta el nivel de la segunda puesta en carga del embalse no ha producido

variaciones significativas en la piezometría de la ladera. En la Tabla nº 2, se recogen los

valores de este estudio comparativo.

Los piezómetros que controlan exclusivamente el macizo rocoso de la ladera, Zonas 1, 2, 5,9 y 10, mantienen los niveles constantes con oscilaciones entorno a 1,0 m.

Los piezómetros que controlan el contacto “megacapa rocosa” y “detrítica” / macizo rocoso,

Zonas 3, 4, 6 y 7, mantienen igualmente los niveles constantes con oscilaciones entorno a

1,0 m. Los piezómetros de la Zona 8, situados en la megacapa detrítica, se encuentran

inundados, septiembre de 2005, por el embalse.

Las profundidades a las que se encuentran instalados los piezómetros que controlan la

ladera, macizo rocoso y megacapas, son siempre superiores a la del nivel de máximo

embalse, exceptuando los piezómetros de las Zonas 7 y 8, que son los únicos que se verán

afectados por el nivel de embalse. Los niveles piezométricos en el resto de las zonas siguen

estando situados, lógicamente, por encima del nivel del embalse en ambas fechas.

En consecuencia, se debe seguir considerando, en estos momentos, que las variaciones de

niveles piezométricos registradas en la ladera, exceptuando las zonas 7 y 8, se rigen por la

pluviometría.

9/23

Tabla nº 2.- Comparación, con diferente nivel de embalse,de la piezometría de la ladera izquierda.

Nivel piezométrico (m)Zona

PiezómetroNoviembre 2004Cota embalse 530

Septiembre 2005Cota embalse 560

Oscilaciones

1Pz-1-1

Pz-1-2

617

621

617,1

620,8

No hay variación

No hay variación

2Pz-2-1

Pz-2-2

659

663

658,4

662,3

Disminuye 0,60m

Disminuye 0,70m

3Pz-3-1

Pz-3-2

708

712

707,6

711,1Disminuye 0,40m

Disminuye 0,90m

4Pz-4-1

Pz-4-2

774

777

773,9

777,1No hay variación

No hay variación

5Pz-5-1

Pz-5-2

782

784

781,9

784,3

No hay variación

Aumenta 0,70 m

6Pz-6-1

Pz-6-2

642

-

642,2

646,1

No hay variación

-

7Pz-7-1

Pz-7-2

573

576

573,0

575,4

No hay variación

Disminuye 0,60 m

8Pz-8-1

Pz-8-2

524

530

inundado

Inundadoinundado

inundado

9Pz-9-1

Pz-9-2

617

622

617,1

619,1No hay variación

No hay variación

10Pz-10-1

Pz-10-2

691

696

692,1

694,9

Aumenta 1,10 m

Disminuye 1,10 m

Los niveles piezométricos registrados en la campaña de septiembre de 2005 muestran, en

alguno de los piezómetros, valores que se encuentran por debajo de la cota de instalación,

lo que indica que dichos piezómetros se encuentran sin nivel de agua, o que la medida

obtenida pudiera ser errónea. En el resto, las cotas registran valores inferiores a 1,0 m de

columna de agua. En la Tabla nº 3 se resumen los valores de la altura de columna de agua,

o en su caso si el piezómetro está seco, valor negativo.

10/23

Tabla nº 3.- Columna de agua en los piezómetros de la ladera izquierda.

Zona Piezómetro Cota (m)Nivel piezométrico (m)

Septiembre 2005Columna de agua

1Pz-1-1

Pz-1-2

617,68

620,68

617,1

620,8

(-) Seco

+ 0,12

2Pz-2-1

Pz-2-2

658,55

661,55

658,4

662,3

(-) Seco

+ 0,75

3Pz-3-1

Pz-3-2

707,97

710,97

707,6

711,1(-) Seco

+ 0,13

4Pz-4-1

Pz-4-2

774,27

777,27

773,9

777,1

(-) Seco

(-) Seco

5Pz-5-1

Pz-5-2

780,88

783,88

781,9

784,3

+ 1,02

+ 0,42

6Pz-6-1

Pz-6-2

642,82

645,82

642,2

646,1

(-) Seco

+ 0,28

7Pz-7-1

Pz-7-2

571,81

574,81

573,0

575,4

+ 1,19

+ 0,59

8Pz-8-1

Pz-8-2

522,57

525,57

inundado

Inundadoinundado

inundado

9Pz-9-1

Pz-9-2

618,10

621,10

617,1

619,1

(-) Seco

(-) Seco

10Pz-10-1

Pz-10-2

692,10

695,10

692,1

694,9

Seco

(-) Seco

III.1 Inclinómetros.

La auscultación de la ladera se realiza en 10 zonas de control cuya situación se muestra en

la Figura nº 1, proporcionada por la Confederación Hidrográfica del Ebro. En cada una de

estas 10 zonas hay instalados inclinómetros que se controlan desde finales de 1999. El

control de este tipo de instrumentación permite detectar desplazamientos horizontales del

terreno a diferentes profundidades.

La distribución en la ladera de estas zonas de control es la siguiente:

11/23

Ladera izquierda “macizo rocoso”: Zonas 1, 2, 5, 9 y 10 Ladera izquierda “megacapa rocosa”: Zonas 3, 4 y 6 Ladera izquierda “megacapa detrítica”: Zonas 7 y 8

Los inclinómetros instalados permiten realizar las medidas de desplazamiento en dos

direcciones:

• Movimiento paralelo al eje de presa (A0 - A180)

El sentido positivo (+) del eje “A” (A0) coincide con la Ladera Abajo (a favor de la

pendiente)

El sentido negativo (-) del eje “A” (A180) coincide con la Ladera Arriba (en contra de la

pendiente)

• Movimiento perpendicular al eje de presa (B0 - B180)

El sentido positivo (+) del eje “B” (B0) coincide con Aguas Arriba

El sentido negativo (-) del eje “B” (B180) coincide con Aguas Abajo

La representación gráfica de los datos obtenidos se realiza por medio de 2 curvas

acumuladas, una para cada eje de medida.

Del análisis de las gráficas de desplazamiento de los 10 inclinómetros, en los 6 años que se

lleva controlando la ladera, se pueden deducir las siguientes consideraciones:

• En el inclinómetro de la Zona 1 (Sz-1), se registra un potencial movimiento a 24,0 m,

con un desplazamiento máximo de – 2,5 mm (20/09/04), en el sentido paralelo al eje

de presa. El mayor movimiento se produce ladera arriba y hacia aguas arriba. No se

puede asimilar con movimientos gravitacionales.

• En el inclinómetro de la Zona 2 (Sz-2), se registra un posible movimiento a 26,0 m,

con un desplazamiento máximo de – 1,0 mm (07/10/04), en el sentido paralelo al eje

de presa. El mayor movimiento se produce ladera arriba y hacia aguas arriba. No se

puede asimilar con movimientos gravitacionales. En este inclinómetro se ha realizado

una corrección del registro inicial que transforma el desplazamiento máximo en

cabeza en -7,0 mm.


con un desplazamiento máximo de – 2,0 mm (20/07/04), en el sentido perpendicular

12/23

al eje de presa, hacia aguas abajo. Los movimientos no manifiestan tendencia clara

de los desplazamientos en ninguno de los dos sentidos.


con un desplazamiento máximo de +11,0 mm (20/07/05), en el sentido perpendicular

al eje de presa. El mayor movimiento se produce hacia aguas arriba y no a favor de

la pendiente, con un ligero aumento en el último año.

• En el inclinómetro de la Zona 5 (Sz-5), se registra un posible movimiento a 8,5 m, con

un desplazamiento máximo de +12,8 mm (15/12/04), en el sentido perpendicular al

eje de presa, hacia aguas arriba, siendo el movimiento actual, en este eje, de +10,0

mm (20/07/04). En el sentido paralelo al eje de presa el movimiento actual es de -4,0

mm (13/07/04), es decir, un movimiento ascendente en la ladera. El mayor

movimiento se produce hacia aguas arriba (+ B0), con un ligero aumento en el último

año. Este movimiento no se puede asimilar con el llenado de embalse ya que esta

zona es la que se encuentra más alejada de la presa y a una cota muy superior

(790,30) a la de coronación.

• En el inclinómetro de la Zona 6 (Sz-6), cercana a la presa, se registra, en las dos

direcciones, un posible movimiento a 27,0 m, con un desplazamiento máximo de

+3,5 mm (06/04/05), en el sentido perpendicular al eje de presa, hacia aguas arriba,

siendo el movimiento actual, en este eje, de +3,0 mm (12/07/05). En el sentido

paralelo al eje de presa el movimiento actual es de +3,0 mm (12/07/04). El mayor

movimiento se produce hacia aguas arriba (+ B0), con un ligero aumento en el último

año.

• En el inclinómetro de la Zona 7 (Sz-7), cercana y aguas arriba de la presa, se

registra, en las dos direcciones, dos posibles movimientos, uno a 23,5 m y otro a

30,5 m. El desplazamiento máximo del principal movimiento, situado a 30,5 m, ha

sido de +6,2 mm (12/02/04) en el sentido paralelo al eje de presa, ladera abajo,

siendo el movimiento actual, en este eje, de +1,0 mm (26/07/05). En el sentido

perpendicular al eje de presa el movimiento actual es de +0,5 mm (26/07/04). En las

condiciones actuales parece que se encuentra en fase de estabilización.

• En el inclinómetro de la Zona 8 (Sz-8), cercana y aguas arriba de la presa, no se

registran tendencias del movimiento definidas. Las lecturas oscilan en ambas

direcciones, con valores máximos del movimiento comprendidos entre +4 y -5, en eje

A, y +4 y -1 mm en el eje B, que no se pueden asimilar con movimientos

gravitacionales. Actualmente está inundado por el embalse.

13/23


con un desplazamiento máximo de +6,7 mm (29/07/04), en el sentido perpendicular

al eje de presa, aguas arriba. Los movimientos no manifiestan tendencia clara de los

desplazamientos en ninguno de los 2 sentidos.

• En el inclinómetro de la Zona 10 (Sz-10), no se registran tendencias del movimiento

definidas. Las lecturas oscilan en ambas direcciones, con valores máximos del

movimiento comprendidos entre +2 y -3, en eje A, y +4 y -3 mm en el eje B, que no

se pueden asimilar con movimientos gravitacionales.

En consecuencia con este análisis se deduce lo siguiente:

Los movimientos absolutos en todas las zonas son, por lo general, inferiores a 10

mm, en los 6 años que se lleva controlando la ladera izquierda.

Los inclinómetros de las Zonas 1, 2, 3, 8 y 10, no han manifestado, hasta el

momento, síntomas importantes de movimiento. En cualquier caso, la magnitud de

estos movimientos es muy pequeña.

Los inclinómetros de las Zonas 4, 5, 7 y 9, han registrado movimientos con

desplazamientos máximos entre 6,2 y 12,8 mm. En las zonas 4 (+11,0 mm) y 5

(+12,8 mm), los movimientos parece que se han incrementado ligeramente en el

último año, si bien estos siempre se producen hacia aguas arriba y no a favor de la

pendiente de la ladera. En las Zonas 7 y 9 parece que tienden a estabilizarse.

El inclinómetro de la Zona 6, ha registrado movimiento en las dos direcciones, con

desplazamientos máximos de +4,1 mm (Ladera abajo) y +6,4 mm (Aguas arriba). El

movimiento parece no estar estabilizado.

La tasa anual de desplazamiento, en los 6 años en los que se lleva controlando la

megacapa, presenta un máximo de +2,1mm (B0) en la Zona 5 (aguas arriba).

En las Zonas 1, 2, 3, 8 y 10, la tasa no supera los -1,3 (A180) mm (ladera arriba) y

+1,3 (B0) mm (aguas arriba).

En las Zonas 4, 7 y 9, la tasa varía entre los +1,3 (A0) mm (ladera abajo) y +1,7

(B0) mm (aguas arriba).

En la Zona 6, la tasa varía entre +0,7 (A0) mm (ladera abajo) y +1,1 (B0) mm (aguas

arriba).

14/23

Los inclinómetros que controlan exclusivamente el macizo rocoso de la ladera, Zonas 1, 2,5, 9 y 10, no han manifestado, por lo general, síntomas apreciables de movimiento.

Los inclinómetros que controlan el contacto megacapa / macizo rocoso, Zonas 3, 4, 6, 7 y 8,

han registrado movimientos, en alguno de ellos, que no parecen estar estabilizados. No

obstante, dado que en la mayoría de los casos los desplazamientos registrados son

menores que el margen de error de los aparatos, las medidas no son indicadoras de la

existencia de un proceso de inestabilidad del terreno.

En el Cuadro nº 2, se resumen las características de los inclinómetros instalados en las 10

zonas (Sz) que controlan la ladera izquierda de la presa de Itoiz. La terminología seguida en

la descripción del macizo rocoso donde se emplaza la presa y de la megacapa, es la

utilizada en los informes geológicos-geotécnicos actualizados.

En el Cuadro nº 3, se resumen todos los datos de los movimientos, máximos y actuales, en

la cabeza de los inclinómetros, en los ejes paralelo y perpendicular al eje de presa, desde

que se inicio el control de la ladera en Marzo de 1999 hasta la campaña de Julio de 2005,

así como la tendencia del movimiento y la tasa anual de desplazamiento.

15/23

IV. CONSIDERACIONES DEL ANÁLISIS DE LOS REGISTROS DE PIEZÓMETROS EINCLINÓMETROS DE LA LADERA IZQUIERDA DE LA PRESA DE ITOIZ.

El objetivo principal del informe ha sido valorar los aspectos más relevantes de la validez, en

el ámbito de aplicación de la seguridad de la presa, de los sistemas de auscultación de la

ladera izquierda de la presa de Itoiz que se han realizado desde su implantación en el año

1999.

La revisión de toda la información disponible de la auscultación, recogida en los diversos

informes emitidos, y el análisis actualizado de la misma permite emitir las siguientes

opiniones sobre la auscultación de la ladera izquierda de la presa de Itoiz:

IV.1 Piezómetros

1. La mayoría de los piezómetros mantienen, actualmente, los niveles constantes, no

apreciándose oscilaciones superiores a 1,0 m.

2. Las profundidades a las que se encuentran instalados los piezómetros que controlan

la ladera, macizo rocoso y megacapa rocosa, es siempre superior a la del nivel de

máximo embalse, exceptuando los piezómetros que controlan la megacapadetrítica, Zonas 7 y 8, que son los únicos que pueden verse afectados por el nivel

de embalse. Los niveles piezométricos en el resto de las zonas siguen estando

situados, lógicamente, por encima del nivel del embalse.

3. Los niveles piezométricos registrados en la última campaña muestran, en alguno de

los piezómetros, valores que se encuentran por debajo de la cota de instalación, lo

que indica que dichos piezómetros se encuentran sin nivel de agua, o que la medida

obtenida es errónea. En el resto, las cotas registran valores inferiores a 1 m de

columna de agua.

4. Se debe seguir considerando, en estos momentos, que las variaciones registradas

en la ladera, macizo rocoso y megacapa rocosa, se rigen por la pluviometría.

16/23

Cuadro nº 2.- Características de los inclinómetros. Ladera izquierda Presa de Itoiz

Inclinómetro Cota de boca(m)

Profundidad(m)

Profundidad alsustrato (m)

Fecha lecturainicial

Fecha últimalectura

Litología en el sondeo(Niveles que controlan)

Ver capítulo III-4.2. de la Parte III.

Sz – 1 623,13 30,00 0,00 16/03/99 21/07/05 (48) Serie II.- 0,00 a 23,00 mSerie III.- 23,00 a 30,00 m

Sz – 2 672,91 32,00 4,00 17/03/99 12/07/05 (41)Coluvial.- 0,00 a 4,00 mSerie II.- 4,00 a 15,00 mSerie III.- 15,00 a 32,00 m

Sz – 3 746,10 33,00 39,00 16/03/99 20/07/05 (42) Megacapa rocosa.- 0,00 a 33,00 m

Sz – 4 803,81 36,00 34,00 16/03/05 20/07/05 (43)Coluvial.- 0,00 a 18,00 mMegacapa rocosa.- 18,00 a 34,00 mSerie IV.- 34,00 a 36,00 m

Sz – 5 790,33 25,00 11,00 16/03/05 13/07/05 (42) Coluvial.- 0,00 a 11,00 mSerie I.- 11,00 a 25,00 m

Sz – 6 668,70 34,00 27,00 30/03/00 12/07/05 (31)Coluvial.- 0,00 a 9,00 mMegacapa rocosa.- 9,00 a 27,00 mSerie IV.- 27,00 a 34,00 m

Sz – 7 597,65 48,00 25,00 15/12/99 26/07/05 (72) Megacapa detrítica.- 0,00 a 25,00 mSerie IV.- 25,00 a 48,00 m

Sz – 8 543,80 40,00 22,00 24/11/99 14/12/04 (57)(05-inundado)

Megacapa detrítica.- 0,00 a 22,00 mSerie IV.- 22,00 a 28,00 mSerie V.- 28,00 a 40,00 m

Sz – 9 637,10 37,00 21,00 21/02/00 21/07/05 (33) Coluvial.- 0,00 a 21,00 mSerie III.- 21,00 a 37,00 m

Sz – 10 705,54 50,00 3,00 09/06/00 13/07/05 (30)Coluvial.- 0,00 a 3,00 mSerie III / IV.- 3,00 a 30,00 mSerie V.- 30,00 a 50,00 m

17/23

Cuadro nº 3.- Movimientos en la cabeza de los inclinómetros. Ladera izquierda Presa de Itoiz

Movimiento paraleloal eje de presa (mm)

Movimiento perpendicularal eje de presa (mm)

En cabeza Superficie de rotura En cabeza Superficie de rotura

Tendencia delmovimiento

Tasa anual dedesplazamiento

(mm)Inclinómetro

Máximo Reciente Cota(m)

Desplazamiento Máximo Reciente Cota (m) Desplaza

miento Paralelo Perpend. Paralelo Perpend.

Sz – 1 - 8,04/10/04

- 2,021/07/05 24,00 - 2,5

20/09/04+ 7,0

21/07/05+ 7,0

21/07/05 - - disminuye aumenta - 1,3 + 1,2

Sz – 2 (- 7,0)corregido

- 8,012/07/05 26,00 - 1,0

07/10/04+ 8,0

12/07/05+ 8,0

12/07/05 - - aumenta aumenta - 1,3 + 1,3

Sz – 3 + 5 / - 1oscilante

- 1,520/07/05 - - + 8,0

25/09/01- 3,5

20/07/05 28,00 - 2,020/07/04 compensado compensado + 0,8 + 1,3

Sz – 4 + 8,08/10/04

- 4,020/07/05 - - + 10,0

20/07/05+ 10,0

20/07/05 28,00 + 11,020/07/05 compensado aumenta + 1,3 + 1,7

Sz – 5 - 4,714/04/05

- 4,013/07/05 8,50 - 1,5

08/10/04+ 12,8

15/12/04+ 11,0

13/07/05 8,50 + 12,815/12/04 disminuye aumenta - 0,6 + 2,1

Sz – 6 + 4,106/0/04

+3,012/07/05 27,0 + 2,7

06/04/05+ 6,4

18/01/05+ 3,0

12/07/05 27,0 + 3,506/04/05 aumenta aumenta + 0,7 + 1,1

Sz – 7 + 10,017/08/04

+ 1,026/07/05

23,530,5

+ 6,212/02/04

+ 7,011/07/05

+ 0,526/07/05

23,530,5

+ 3,312/02/04 disminuye disminuye + 1,6 + 1,2

Sz – 8 + 4 / - 5oscilante Inundado - - + 4 / - 1

oscilante Inundado - - compensado compensado + 0,8 + 0,7


- 1,021/07/05 - - + 5,5

29/07/04+ 1,0

21/07/05 10,0 + 6,729/07/04 compensado disminuye + 0,4 + 0,9


- 2,013/07/05 - - + 4 / - 3

oscilante- 1,0

13/07/05 - - compensado compensado - 0,6 + 0,7

Eje Paralelo al eje de presa A0 – A180 Eje Perpendicular al eje de presa B0 – B180 + Ladera abajo + Aguas arriba – Ladera arriba – Aguas abajo

19/23

IV.2 Inclinómetros

1. A partir de la información suministrada por las lecturas inclinométricas se puede

deducir que, en alguna de las zonas de la ladera izquierda de la presa de Itoiz, se

han detectado, a diferentes profundidades, potenciales movimientos, aunque por la

escasa magnitud de los desplazamientos no puede concluirse que se trate de un

proceso de inestabilidad.

2. Las profundidades a las que se localizan estas superficies de rotura son variables en

cada una de las zonas auscultadas de la ladera. En el Cuadro nº 4, se resumen las

profundidades a las que se localizan las posibles superficies de rotura y sus

desplazamientos registrados.

Las medidas de desplazamiento se han realizado en dos direcciones:

• Movimiento paralelo al eje de presa (A0 - A180)

El sentido positivo (+) del eje “A” (A0) coincide con la Ladera Abajo

El sentido negativo (-) del eje “A” (A180) coincide con la Ladera Arriba

• Movimiento perpendicular al eje de presa (B0 - B180)

El sentido positivo (+) del eje “B” (B0) coincide con Aguas Arriba

El sentido negativo (-) del eje “B” (B180) coincide con Aguas Abajo

Los valores de los desplazamientos que se representan en el Cuadro nº 4 son los

máximos registrados a lo largo del periodo 1999-2005. Estos pueden no

corresponden con los valores de las últimas medidas.

20/23

Cuadro nº 4.-Profundidad a la que se localizan las superficies de rotura.

Movimiento paraleloal eje de presa (+A o –A)

Movimiento perpendicularal eje de presa (+B o –B)

Superficie de rotura Superficie de roturaInclinómetro

ZonaProfundidad

(m)Desplazamiento

(mm)Profundidad

(m)Desplazamiento

(mm)

Litología

Sz – 1 24,00 - 2,520/09/04 - - Serie II.- 0,00 a 23,00 m

Serie III.- 23,00 a 30,00 m

Sz – 2 26,00 - 1,007/10/04 - -

Coluvial.- 0,00 a 4,00 mSerie II.- 4,00 a 15,00 mSerie III.- 15,00 a 32,00 m

Sz – 3 - - 28,00 - 2,020/07/04 Megacapa rocosa.- 0,00 a 33,00 m

Sz – 4 - - 28,00 + 11,020/07/05

Coluvial.- 0,00 a 18,00 mMegacapa rocosa.- 18,00 a 34,00 mSerie IV.- 34,00 a 36,00 m

Sz – 5 8,50 - 1,508/10/04 8,50 + 12,8

15/12/04Coluvial.- 0,00 a 11,00 mSerie I.- 11,00 a 25,00 m

Sz – 6 27,0 + 2,706/04/05 27,0 + 3,5

06/04/05

Coluvial.- 0,00 a 9,00 mMegacapa rocosa.- 9,00 a 27,00 mSerie IV.- 27,00 a 34,00 m

Sz – 7 23,530,5

+ 6,212/02/04

23,530,5

+ 3,312/02/04

Megacapa detrítica.- 0,00 a 25,00 mSerie IV.- 25,00 a 48,00 m

Sz – 8 - - - -Megacapa detrítica.- 0,00 a 22,00 mSerie IV.- 22,00 a 28,00 mSerie V.- 28,00 a 40,00 m

Sz – 9 - - 10,0 + 6,729/07/04

Coluvial.- 0,00 a 21,00 mSerie III.- 21,00 a 37,00 m

Sz – 10 - - - -Coluvial.- 0,00 a 3,00 mSerie III / IV.- 3,00 a 30,00 mSerie V.- 30,00 a 50,00 m

21/23

En algunos casos, estas profundidades pueden identificarse con el contacto entre la

megacapa rocosa y detrítica y el macizo rocoso (Zonas 6 y 7), en los diferentes

niveles que constituye la ladera izquierda donde se emplaza el estribo de la presa.

En las zonas 5 y 9, las profundidades a las que se han identificado las superficies de

deslizamiento se identifican dentro del depósito coluvial que cubre el macizo rocoso.

3. Del análisis de las gráficas de desplazamiento de los 10 inclinómetros, en los 6 años

que se lleva controlando la ladera izquierda de la presa de Itoiz, se puede deducir

que los movimientos son, en general, inferiores a 10 mm, con tasas anuales de

desplazamiento comprendidas entre 0,4 y 2,1 mm. Estas tasas de desplazamiento

están calculadas dividiendo el desplazamiento máximo registrado entre los años que

lleva auscultando la ladera.

El análisis realizado ha permitido comprobar que, en determinadas zonas (4, 5 y 6),

el movimiento todavía no esta estabilizado, registrándose ligeros aumentos en el

último año.

No obstante, la magnitud de los movimientos registrados es generalmente menor que

el margen de error de los aparatos de medida (7-8 mm cada 30 m de longitud de

tubería inclinométrica), por lo que no son concluyentes sobre la existencia de un

proceso de inestabilidad de la ladera.

4. En la estructura singular que constituye el recubrimiento de la ladera izquierda de la

presa de Itoiz, denominada “megacapa”, se han diferenciado dos sectores distintos

de recubrimiento, la “megacapa detrítica” y la “megacapa rocosa”.

La “megacapa detrítica”, constituida por suelos de carácter coluvial de hasta 25-30 m

de espesor, se localiza en la zona baja de la ladera, ocupando una extensión de

115.000 m2. La mayor parte de esta se encontrará bajo el nivel máximo de embalse.

Es controlada por los inclinómetros Sz-7 y Sz-8.

La “megacapa rocosa”, constituida por roca desorganizada de hasta 35-40 m de

espesor, se localiza en la parte alta de la ladera, situándose su pie hacia la cota 610

m, por encima del nivel de máximo embalse. Es controlada por los inclinómetros Sz-

3, Sz-4 y Sz-6.

22/23

El comportamiento que cabe esperar en las zonas de la ladera que presentan cierto

movimiento, depende del tipo de materiales que constituye el macizo rocoso y la

megacapa y su disposición estructural a favor de la pendiente natural de la ladera.

La “megacapa detrítica” presenta una situación más desfavorable debido a que las

presiones intersticiales a las que va ha estar sometida, al localizarse en su mayor

parte sumergida bajo el nivel de embalse, se van a disipar en función de la

permeabilidad de los diferentes niveles que la constituyen. El volumen máximo

teórico que se puede movilizar, un millón de m3, hacia Aguas Arriba no presenta,

según los informes geotécnicos realizados, ningún aspecto relevante respecto a la

explotación de la presa. En cualquier caso solo caben esperar inestabilidades locales

en zonas puntuales de la ladera en su parte inferior más arcillosa.

La “megacapa rocosa” presenta, en la actualidad, en alguna de sus zonas (4 y 6),

ciertos movimientos extremadamente lentos que no se han estabilizado, si bien no

son concluyentes en la actualidad sobre una tendencia clara en la dirección de

movimiento. En principio el riesgo de movilización de esta megacapa, debido a la

puesta en carga del embalse, se puede considerar nulo, ya que esta zona no estará

nunca sometida a las oscilaciones del embalse.

V. RECOMENDACIONES.

Con el fin de conocer con una mayor precisión los eventuales movimientos en la ladera

izquierda, “macizo rocoso”, “megacapa rocosa” y “megacapa detrítica”, y poder seguir

su evolución y tendencias, se considera necesaria la realización de un nuevo diseño de la

instrumentación y auscultación de la ladera izquierda, que permita eliminar las

incertidumbres respecto a la existencia de niveles de agua dentro del contacto macizo

rocoso / megacapa y a las tendencias erráticas de los movimientos registrados en alguno de

los inclinómetros.

El conocimiento geológico-geotécnico que se tiene actualmente de esta ladera, permitirá

establecer, de forma consensuada con todos los técnicos que han participado en su análisis,

23/23

el diseño de una nueva instrumentación y auscultación de la ladera mediante sistemas

automatizados de registro en tiempo real.

Conocidos estos datos, e integrados en un modelo con el resto de determinaciones

referentes a la estabilidad del terreno, la sismicidad, etc., se podrán establecer los umbrales

de alerta y alarma de los principales parámetros de control de la ladera que se establezcan.

Madrid, noviembre de 2005

Alberto Mazariegos de la Serna

Geólogo. Colegiado nº 1476


ANEXO IVRELACIÓN DE LA DOCUMENTACIÓN CONSULTADA

1

CUADRO 1Estudios geológico-geotécnicos

NUMERACIÓN TÍTULO FECHA AUTOR

0.2.viiiRegulación de los Ríos Irati y Aragón. Anteproyectos de los Embalsesde Aoiz (Navarra), Aspurz (Navarra) y Berdun (Zaragoza-Huesca).Informe Geológico sobre la Presa de Aoiz. Río Irati (Navarra)

Nov 1975 D. Ángel García Yagüe

0.7.iiProyecto de la Presa de Itoiz (Navarra) (02/89) Clave:09.123.122/2111Anejo Nº 5 Estudio Geológico-Geotécnico del Embalse: Memoria,Planos y Apendices.

1989 D. Ángel Araoz Sánchez-Albornoz

1.1.iii Proyecto de Construcción de la Presa de Itoiz. Clave:09.123.122/2113Anejo Nº 2: Estudio Geológico y Geotécnico Sep 1992 Cubiertas, Lain y Sacyr

4.1 Expediente Nº 99 Gt 1391. Sondeos de ReconocimientoInstrumentación Megacapa Presa Itoiz, Aoiz (Navarra) Dic 1999 Arco Tecnos

4.2 Informe resultados obtenidos Ensayo de Corte en junta deestratificación de roca. Presa de Itoiz (Navarra) Ago 1995 Geocisa

4.3 Expediente Nº 96 GT 896 Sondeos de Reconocimiento Presa de Itoiz(Navarra) Dic 1996 Arco Tecnos

4.4 Presa de Itoiz: Ensayos de Corte In Situ (Un ejemplar y dosborradores) Sep 1989 Geocisa

4.5 Obtención de Módulos de Elasticidad Dinámica en los hastiales delTúnel de Toma de la Presa de Itoiz. Abr 1996 Prospección y Geotecnia

(Andrés Carbó)

4.6 Informe sobre las posibilidades de deslizamiento de la LaderaIzquierda del Embalse de Itoiz Dic 1998 Intecsa

4.7 Informe Ref. Nº99 GT 689. Sondeos de reconocimiento Caseta deVálvulas. Presa de Itoiz, Aoiz (Navarra) Ago 1995 Arco Tecnos

4.8 Expediente Nº 99 GT 1409. Sondeos de reconocimiento yprospección geofísica "Presa Auxiliar" Presa de Itoiz Aoiz (Navarra) Sep 1999 Arco Tecnos

4.9 Ensayos Presiométricos, Presa de Itoiz (Navarra) Jul 1993 Sidesa4.10 NOTA Nº 2 Propuesta de instrumentación de la ladera (margen izquierda). Jun 1993 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 6 Estabilidad y comportamiento tenso-deformacional de la presa. Sep 1993 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 7 Excavación del cimiento. Dic 1993 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 8 Propuesta de galerías de roca. Dic 1993 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 10 Campaña de reconocimientos complementarios. Ene 1994 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 11 Nota sobre el deslizamiento de las excavaciones en el estriboizquierdo Ene 1994 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 12 Resultados de los ensayos dilatométricos Ene 1994 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 16 Resultados de los ensayos de corte “in situ”. May 1994 Geocisa

4.10 NOTA Nº 19 Definición de los ensayos de resistencia y deformabilidad de la rocade cimentación. Ago 1994 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 21 Excavaciones adicionales en la margen izquierda. Sep 1994 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 22 Cartografía geológica de las galerías y de la excavación del cimiento. Oct 1994 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 23 Galerías de roca. Aspectos geológicos de interés. Feb 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 24 Cartografía geológica del cimiento. Aspectos previos. Feb 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 25 Primeras ideas sobre el tratamiento de consolidación del cimiento. Feb 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 26 Juntas y diaclasas de la roca. Investigación de sus repercusiones. Mar 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 27 Ensayo de corte en juntas de estratificación. Mar 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 29 Auscultación de movimientos en diaclasas. May 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 31 Estabilización de taludes de desmonte. May 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 32 Tratamiento de diaclasa entre los bloques 11 y 17 (margen izquierda): Jul 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 33 Excavación adicional para apoyo del bloque 19. Jul 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 34 Estabilidad de la presa según estratificación. Oct 1995 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 38 Tratamiento de diaclasas e inyecciones de consolidación. Ene 1996 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 39 Prueba de carga en el túnel. Feb 1996 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 47 Sobre los trabajos a realizar para la caracterización de la megacapa Ene 1997 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 51 Sobre la impermeabilización y drenaje del cimiento de la presaprincipal. Jun 1997 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 54 Informe de auscultación (Datos actualizados a finales de Agosto-97. Sep 1997 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 57 Control de asientos debidos a la precarga. Ene 1998 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 58 Sobre los ensayos de permeabilidad Lugeon en el túnel. Feb 1998 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 58' Primeros aspectos sobre la estabilidad de la zona de aguas abajo enla margen izquierda. Feb 1998 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 59 Estabilización de la margen izquierda aguas abajo. Zona galerías510m 530m. Abr 1998 Ingeniería del Suelo S.A.

2

CUADRO 1 (continuación)Estudios geológico-geotécnicos

NUMERACIÓN TÍTULO FECHA AUTOR

4.10 NOTA Nº 62 Instrumentación de la Megacapa de la margen Izquierda (Inclinómetros yPiezómetros). Nov 1998 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 65 Informe de Auscultación. Final de la construcción de la presa principal. Feb 1999 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 68 Sobre los primeros datos de Auscultación de la megacapa. May 1999 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 69 Propuesta de sondeos de caracterización de la megacapa (1ª Fase). Jul 1999 Ingeniería del Suelo S.A.4.10 NOTA Nº 70 Cierre de la pantalla de impermeabilización en la zona baja de la presa. Sep 1999 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 71 Aspectos complementarios de las inyecciones de tercera fase (zona bajade la presa). Sep 1999 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 76' Algunos aspectos relativos al llenado. Nov 1999 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 84 Informe de auscultación anterior al inicio de la fase previa del llenado delembalse Ene 2001 Ingeniería del Suelo S.A.

4.10 NOTA Nº 85 La seguridad del embalse de Itoiz. Mar 2001 Arbea UTE

4.11 Informe (11/01) sobre las formaciones geológicas afectadas por elEmbalse de Itoiz (Na/Longuida) Nov 2001 Juan Francisco Coloma

4.12 Informe I Estudio Geológico y Geotécnico del Cimiento de la Presa(Excavaciones) Ene 1996 Arbea UTE

4.13 Informe II Estudio Geológico y Geotécnico de la Zona Presa-Túnel-Aoiz-Pueblo de Aoiz Feb 1996 Arbea UTE

4.14 Informe III Estudio Hidrogeológico Regional y del área del Vaso Mar 1996 Arbea UTE4.15 Informe IV Estudio Geológico y Geotécnico de la "Mega-Capa" Abr 1996 Arbea UTE

4.16 Informe Geológico-Geotécnico de la Ladera Izquierda Aguas Arriba de laPresa de Itoiz. Jul 2000 Arbea UTE (Charles

Joulain y Fco. Sánchez)

OTROS Proyecto de la Presa de Itoiz (Navarra) (11/96) Clave:09.123.122/2191.Obras Complementarias Nº1. Nov 1996 Confederación

Hidrográfica del Ebro

OTROS Proyecto de la Presa de Itoiz (Navarra) (06/97) Clave:09.123.122/2122.Modificación Nº2. Jun 1997 Confederación

Hidrográfica del EbroOTROS Fotos aéreas del entorno de la Presa de Itoiz escala 1/20.000 Ago 1996 Gobierno de Navarra

OTROS Planos entorno de la presa. Topografía de la Cerrada. Escala 1/4.000 Nov 2003 ConfederaciónHidrográfica del Ebro

OTROS Informe de Auscultación Dic 2004 Ingeniería del Suelo S.A.

OTROS Puesta en carga de Itoiz. Presentación en Pamplona. Mar 2005 ConfederaciónHidrográfica del Ebro

OTROS Últimas cinco campañas de los inclinómetros May 2005 ConfederaciónHidrográfica del Ebro

OTROS Cartografía de la zona del embalse Jul 2005 ConfederaciónHidrográfica del Ebro

OTROS Legislación sobre presas y agua Jul 2005 ConfederaciónHidrográfica del Ebro

OTROS Cartografía geológica 1/25.000 Ene 2005 Gobierno de Navarra

OTROS Informe interno sobre la estabilidad de la ladera izquierda de la presa deItoiz Jul 2005 Confederación


OTROS Últimas lecturas de inclinómetros, piezómetros e hitos topográficos de laladera izquierda Sep 2005 Confederación


OTROS Últimas lecturas de extensómetros y piezómetros del camino derodadura del blondín en la ladera izquierda Oct 2005 Confederación


OTROS Datos meteorológicos: precipitaciones diarias, mensuales ytemperaturas del periodo 1996-2005 Oct 2005 Confederación


OTROS Registro de Inclinómetros, Piezómetros y Extensómetros del periodo1995-2005 Oct 2005 Confederación


3

CUADRO 2Estudios sobre sismicidad

NUMERACIÓN TÍTULO FECHA AUTOR0.4.i Proyecto del Embalse de Lumbier en el Río Irati (Navarra). Anejo I. Nº3

Estudio Sismológico. 1970 D. Teófilo GorrichoSantesteban.

0.7.iii Proyecto de la Presa de Itoiz (Navarra) (02/89) Clave:09.123.122/2111.Anejo Nº 7 Estudio de Riesgo Sísmico. 1989

D. Ángel Araoz Sánchez-Albornoz (ConfederaciónHidrográfica del Ebro)

1.1.v Proyecto de Construcción de la Presa de Itoiz. Septiembre, 1992.Clave:09.123.122/2113 Anejo Nº 4: Estudio de Riesgo Sísmico. Sep 1992 Cubietas, Lain y Sacyr

4.17 Informe sobre los Terremotos Ocurridos en Itoiz (Navarra) enSeptiembre de 2004 Ene 2005 •D. Juan Rueda (IGN)

4.18 Analisis de la Sismicidad Registrada en el Entorno de la Presa de Itoiz Dic 2004 D. Ángel García YagüeSismicidad Inducida por Embalses. Una aproximación al estado delconocimiento Abr 2005 •D. Miguel Herraiz

SarachagaPoster de presentación en European Geosciencies Union. GeophisicalResearch Abstracts 2005 Ruiz, et al.

Registros de los Sismógrafos instalados en Itoiz Jul 2005 Instituto Jaume AlmeraRegistros de los acelerómetros del interior de la Presa de Itoiz 2004-2005 Sep 2005 Confederación


CUADRO 3Trabajos realizados para la Coordinadora de Itoiz

NUMERACIÓN TÍTULO FECHA AUTORDeslizamientos de vertientes en la cerrada del Embalse de Itoiz. May 1999 D. Antonio CasasInforme Analítico sobe los diferentes riesgos catastróficos que causaránlos deslizamientos provocados por la inundación continuada delproyectado Embalse de Itoiz al sumergirse bajo sus niveles los pies ozonas basales de las laderas del vaso; y sobre los diversos problemasque esos deslizamientos plantean a la seguridad de las dos presas queconforman en embalse. Riesgos catastróficos y problemas de seguridadque ponen en peligro a personas y bienes; tanto hacia aguas abajocomo hacia aguas arriba de las citadas presas.

Jul 2000 D. Arturo Rebollo(Civiltec, S.A.)

Sismicidad inducida por el Embalse de Itoiz. Feb 2005 D. Antonio Casas

La estructura geológica del entorno del embalse de Itoiz (Navarra). Feb 2005 D. Joaquín GarcíaSansegundo

Requerimiento formal a la ministra de medio ambiente para eldesembalse del agua acumulada en el embalse de Itoiz, la supresión delproceso y programa de puesta en carga y el cese o destitución delpresidente de la CHE y los responsables del proceso o programa depuesta en carga de Itoiz........(presentado en la Delegación de Gobiernode Navarra el 12/04/2005)

Abr 2005D. Francisco GorraizEchamendi(Coordinadora de Itoiz)

Notas a la información y versión aportada por el Sr. Presidente de laCHE, Sr. Alonso Gajón, en su comparecencia ante la comisión del medioambiente del congreso de los diputados, celebrado el día 1 de Junio de2005.................................................(fechado el 22/06/2005)

Jun 2005

Dña. Mª José BeaumontAristu, D. FranciscoGorraiz Echamendi, D.José Luis BeaumontAristu. (Coordinadora deItoiz)


ANEXO VDATOS BÁSICOS DE LA PRESA DE ITOIZ

DATOS TÉCNICOS

Situación: N de Aoiz/Agoitz (Navarra). Confluencia delos ríos Irati y Urrobi

Tipo de Presa: Gravedad de hormigón convencionalCota de coronación: 592 mAltura sobre cimientos: 122 mLongitud de coronación: 525 mVolumen total de excavaciones: 889.732 m3

Volumen de hormigón: 1.331.797 m3

Cuenca: 510 km2

Aportación media anual: 590 Hm3

Capacidad (m.n.m.): 418 Hm3

Capacidad útil: 410 Hm3

DATOS ADMINISTRATIVOS

Aprobación proyecto Construcción: 02-12-1992Adjudicación: 23-12-1992Inicio obras: 15-05-1993Aprobación Modificación Nº 1: 06-11-1996Aprobación Complementario: 26-12-1997Aprob clasificación de presa principal: 29-07-1998Aprobación Modificación Nº 2: 20-11-1998Aprob clasificación de presa auxiliar 26-03-1999Plan de Emergencia: 18-04-2002Aprobación Puesta en carga de presa: 16-12-2002Aprobación Proyecto Implantación: 04-02-2003Terminación de las obras: 30-06-2003Inicio puesta en carga: 19-01-2004Recepción Definitiva: 30-11-2004Revisión puesta en carga: 25-02-2005

CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE EL … · No obstante, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la...

Documents

Transcript of CONVENIO DE COLABORACIÓN ENTRE EL … · No obstante, el “Estudio de Riesgo Sísmico” de la...