Yesa Informe Geologico Completo

5/22/2018 Yesa Informe Geologico Completo

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UNIVERSID D DE Z R GOZDEPARTAME


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ON LUSION S

1 El anlisis geolgico de las zonas con posibles deslizamientos en la zona sobre la que se ...:=.__ . _ - sita la presa eYesa muestra que ~ ~ ~ t e n g r a v ~ _ m b l e I D ~ de estabilidad en l ~ l a d e r a ~ Q ? r e a-9.tJe_seasienta el ~ s t r i b o izquierdo d ~ la ~ r e s a .

2) Estos . p r . o 1 J . l e ~ ~ ~ s t ~ b i J i d d e ~ t L C a t l ~ . f l . Q u o r un deslizamiento que afecta a los. ~ . . _ _materiales en facies flysch. Por la morfologa de las laderas y la deformacin de las capas afectadas

por el mismo se puede deducir que la geometra del deslizamiento es de tipo rotacional, de modo queel conjunto del macizo se ha comportado como un suelo. .pLvgluJ len deJaca_deslizable p u e c l ~calcularse en unos 12 Hm3. La base del deslizamiento quedara inundada en las condiciones ~ ~ _ _ ~ _ _ ~ - _ _ _ ~ _ _ _ ~ _ - -- - _ ~impuestas por el r ~ c r ~ ~ ~ e ~ ~ ~ ~ e ~ b a l ~ ~ .

3) El anlisis de estabilidad del deslizamiento citado muestra que ante condiciones desaturacin de agua llenado de embalse en el caso de recrecimiento del mismo, o por sucesivosllenados y vaciados durante su explotacin), y/o movimientos ssmicos que en el dominiosismotectnico al que pertenece la zona estudiada han presentado intensidades mximas de VIII, laestabilidad de la ladera puede verse fuertemente afectada, y con ello la estabilidad de la propia presa.Los factores de seguridad obtenidos de este anlisis se sitan prximos a 1 o por debajo de este valor,incluso sin considerar las peores condiciones posibles, lo cual resulta inadmisible en una obra de estetipo.

4) La localidad de S a n g ~ e s a situada sobre la terraza baja del ro Aragn, aguas abajo de suconfluencIa con el Irati, ~ s muy vuJ lerable a las inundaciones, como atestigua el registro deinundaciones histricas en la poblacin, asociadas a crecidas del ro Aragn, y algunas de ellas con unnmero elevado de vctimas. En caso de producirse problemas de estabilidad de laderas en la presa oen el vaso del e I l . l > : l l s ~ , l ~ c _ ~ I 1 s e c ~ e n c - i i S para esta localidad seran catastrficas ..

5 Por la< razones anteriormente citadas, que no han sido tenidas en cuenta en el proyecto. .:recrecimiento del embalse de Yesa conlleva un alto riesgo para las poblaciones situadas aguas abajo dela misma, e s p e c i . ~ i m e n t e Sangesa. El riesgo debido a deslizamientos en el embalse de Yesa no esprevisto ni valorado de forma suficiente en los infonnes p r e s e n t a d o ~ r el proyecto.,

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INTRO U ION

El estudio detallado y anlisis de los riesgos geolgicos es una herramienta de primer orden para - - - - - - - - . . . . . ~ - - - - ~ __ _ _ _ _ _ - _ - _ - - oprevenir posibles c a t s t r ~ ~ s mxime cuando existen proyectos de obras pblicas embalses, puentes

O C a r r e t ~ ~ - . - q ~ ~ - p u e d ~ n ser afectados por determinados fenmenos que influyan en su estabilidad yresistencia. eficacia de estos estudios ha sido comprobada a lo largo de los ltimos aos por sueficacia en la prediccin, y en algunos casos en la prevencin, de dichas catstrofes naturales. Losriesgos geolgicos incluyen la estabilidad de laderas naturales y taludes, inundaciones, aludes,subsidencia krstica, etc.La investigacin de las catstrofes acontecidas en una comarca geogrfica, mediante tcnJCasgeolgicas, histricas o paleogeolgicas, es una de las metodologas ms importantes para ladetenninacin de los futuros riesgos, sobre todo cuando los perodos de recurrencia de Jos mismos

s o b n ~ p a s a n la duracin de una vida humana. Asimismo, la investigacin geolgica y geomorfoJgicaindica las pautas que siguen los movimientos de ladera y la evolucin de vertientes a la escala dedecenas o centenares de aos. n esta evolucin influyen de forma importante la estratificacic.esL ucturas sedimentarias, estructuras tectnicas y fracturacin presentes en los macizos rocosos. ametodologa histrica y geolgica. junto con el anl isis de estabilidad por mtodos matemticosbasados en modelos geotcnicos de las masas con susceptibilidad de sufrir deslizamientos son lasherramientas bsicas de todo estudio de riesgos asociados a movimientos de ladera.

_En e presente trabajo se desarrolla el anlisis de los riesgos asociados a evolUCin de v c r J e n e ~ ,f ~ n e s deslizamientos en el entorno del embalse de Yesa, situado en el cauce del ro Aragn. L< tmetodologa utilizada se ha basado en un anlisis geolgico de la zona de la cerrada, centrado en hx:aspectos referentes a la posible inestabilidad de las laderas, un estudio de la sismicidad en el entornode la canal de Berdn. y la aplicacin de mtodos matemticos de anlisis de estabilidad de t a l u d e ~ _para obtener los factor de seguridad en distintos escenarios posibles. Estos mtodos se han aplicado

. tambIn para obtener los parmetros del suelo a partir del anlisis retrospectivo back-analysis dedeslizamientos antiguos.

GEOLOGIAEl sector del embalse de Yesa se incluye, dentro del marco general de la zona surpirenaica, en lacuenca marina eocena, caracterizada por la presencia de series potentes de sedimentos marinosmargas azules, facies turbidticas, Fig. 1 . En el sector navarro-aragons la cuenca turbidtica eocenaocupa una amplia franja de direccin KW, que va amplindose progresivamente desde el oeste haciael este, y que termina finalmente en la unidad sur-pirenaica central Sguret, 1972; Faci et al., 1997Al nOlte est limitada por los cabalgamient.os de vergencia sur que involucran zcalo paleozoico y a

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la cobertera poco potente de la zona axial cabalgamiento de Gavarnie, fundamentalmente, definidooriginalmente por Sguret, 1972, y redefinido por Teixell, 1992; Teixell y Garca Sansegundo,1995 . Por el sur las turbiditas margas eocenas se sumergen bajo las molasas palegenas Eocenosuperior-Oligoceno-Mioceno de la Cuenca del Ebro. Los materiales que rellenan la cuenca turbidticahan sido transportados en el bloque superior de varias lminas de cabalgamiento, de las cuales la msimportante, y que tambin involucra al zcalo, es el cabalgamiento del Guarga Teixell, 1992; Teixelly Garca Sansegundo, 1995 . Estos cabalgamientos se amortiguan finalmente en el anticlinal de SantoDomingo de direccin \Vl\T\V -ESE Yncleo de materiales yesferos del Trisico superior faciesKeuper . Este anticlinal termina de forma muy brusca en su parte oeste, siendo relevado por una seriede pliegues con ncleo de materiales evaporticos terciarios Puigdefabegas, 1975; MilJn et al., 1995;Oliva et al., 1996 _Hacia el norte del embalse de Yesa aparecen materiales correspondientes a la serie mesozoico-terciariadel Prepirineo. El Cretcico superior aflora en algunos retazos en la base del cabalgamienlo de laSierra de Leyre, definiendo una estructura anticlinal en la foz del ro Esca Labaume et al., 1985 .Sobre el Cretcico superior se disponen las facies continentales que constituyen en esta zona eltrnsito entre el Cretcico y el Terciario facies Garumn, equivalentes a la Formacin de Tremp,PuigdeHibregas, 1975 , y sobre ellas las calizas de platafonna calizas de Guara, o calizas conalveolinas que recubren el margen sur de la cuenca eocena pirenaica. Sobre las marg.as de ArguisPamplona, que como se ha comentado anteriormente forman la depresin morfolgica de la Canal deBerdn, se disponen los materiales detr ticos de la cuenca molsica eocena de Jaca FormacinCampodarbc de Puigdefabregas, 1975 .La direccin estructural dominante en toda la zona del embalse de Yesa es E-W a WNV/-ESE, y vienedefinida por cabalgamientos Sierras de Leyre y de IIln y pliegues. lgunas estructurastransversales, como fallas de direccin N-S a NNE SSW cor tan las directrices estructuralesprincipales. Esta


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en direccin E-W, con unas dimensiones de 2x5 km. Este afloramiento se sita en el ncleo de unsinclinal asimtrico cuyo eje se localiza aproximadamente a lo largo del ro Aragn. Al igual queocurre en el resto de la cuenca eocena pirenaica, las facies flysch estn compuestas por secuencias deareniscas y Jutitas depositadas en medios correspondientes al talud continentaLDentro de las faciesfiysch son muy frecuentes en este sector las rnegacapas o megaturbiditas, que sonconsideradas como olistostromas intercalados en las turbiditas Puigdefubregas, J975 . Su espesorvara entre 5 m. El origen de estos oJistostromas est en los desplazamientos bruscos,posiblemente activados por movimientos ssmicos, de la plataforma carbonatada hacia el talud, demodo que forman brechas calcreas que pueden presentar una continuidad de varias decenas dekilmetros Labaume et al., 1985 . Las facies flysch se apoyan sobre el Paleoceno y el Cretcicosuperior calcreos, que afloran en torno al pequeo afloramiento paleozoico de Oroz-Betelu, con unaestructura anticlinal de direccin aproximada \\TN\V-ESE. Todas estas unidades se cortan a lo largodel ro lrati entre Oroz-Betelu y Aribe Fig. 1Las denominadas facies flysch compuestas por depsitos turbidticos presentan unas esrccialescaractersticas desde el punto de vista sedimentario que a su vez tienen fuer te influencia en sucomportamiento geotcnico, y que comentaremos a continuacin. Para entender estos procesos hayque tener e n cuenta, en primer lugar, que, como ya ha sido considerado clsicamente, las facies vschestn muchas veces asociadas a procesos orognicos, es decir suelen aparecer relaclOnadas con laformacin de cadenas de montaa. Actualmente se considera que las facies flys h compuestas pordepsitos turbidticos, no tienen por qu estar siempre ligadas a procesos orognicos, pero s a zonassubmarinas con pendiente importante talud continental con una tectnica en muchos casos activeLa sedimentacin de las turbiditas tiene lugar en ambientes de talud submarino, en el paso entre lasplatafomlas carbonatadas y las zonas de llanura abisaL La sedimentacin en estos ambientes tienelugar mediante las llamadas corrientes de turbidez, que transportan materiales groseros gravas,arenas y finos limos y arcillas , desde la parte alta a la parte baja del talud. La formacili decorrientes de turbidez est activada probablemente por movimientos ssmicos, ya que, en el caso di: lacuenca turbidtica eocena de la regin surpirenaica, registran el relleno del surco marmo o cuenca deantepas marina formada por delante del frente de cabalgamientos principal. sedimentacin producida en estas condiciones tiene una serie de consecuencias a nivel geomtricoy sedimentolgico como son:1 Por un lado la organizacin del depsito en una alternancia de depsitos detrtricos gruesos medios areniscas y conglomerados , correspondientes a las corrientes de turbidez y depsitos finoslutiticos, correspondientes a las zonas de llanura abisal.2 En segundo lugar, la creacin de una secuencia sedimentaria muy especial secuencia de Boumaen los depsitos de arenisca, con una ordenacin segn la secuencia: a, nivel basal con areniscas

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gruesas, conglomerados o cantos blandos; b nivel de arenisca con laminacin paralela de alta energa;e arenisca con laminacin cruzada; d arenisca con laminacin paralela de baja energa; e nivellutitico con fsiles planctnicos. En tercer lugar, debido a la pendiente existente. que puede ser de varios grados, y al hecho de quetodos los materiales estn saturados en agua, es frecuente la generacin de deslizamientos cuya escalapuede variar desde todo el borde de la plataforma (dando lugar a las megacapas de brechascarbonatadas) hasta pequeos deslizamientos dentro de los propios depsitos turbidticos. Estospequeos deslizarIentos o slumps con dimensiones de hasta varios cientos de metros, dan lugar acicatrices que cortan la estratificacin en las zonas de cabecera ya acumulacin de capas desordenada,,;y plegadas en las zonas frontales.Esta hima circunstancia, junto con la propia litologa de los depsitos, hace que las facies flys htengan un comportamiento geotcnico muy especial. en general ms desfavorable que otros cuerposrocosos estratificados. En los depsitos turbidticos, adems de las anisotropas debidas a laestratificacin ya la fracturacin existan otra superficies, con geometra plana o curva, en los cualesla cohesin es muy baja o nula. La alternancia de arenisca > y lutitas, por otra parte. es la causa de quelos materiales en facies f ys h sean muy propensos a los deslizamientos a favor de los planos deestratificacin, soble todo en zonas de clima hmedo.EstructuraLa zona de estudio se sita en la vertiente sur-pirenaica. dentro de lo que constituy la cuenca deantepas del orgeno pirenaico. La subsidencia tectnica inducida por el apilamiento de mantos dezcalo (lminas inferiores) ms al norte dio lugar a la formacin de un surco marino consedimentacin de turbiditas (Eoceno medio) y margas (Eoceno superior, ver Fig. 2). La propagacinde la deformacin hacia el sur coloc el surco turbidtico sobre otras lminas de cabalgamiento quetenan como bloque inferior la cuenca del Ebro, de modo que el conjunto de la cuenca marina fuetrdJ1sportado hacia el sur. Asociado a esta ltima defonnacin se produjo el depsito de sedimentosdetrticos, ya en ambiente continental. de las molasas existentes en la cuenca del Ebro, queconstituyen el Grupo de Campodarbe (Formacin de Campodarbe de Puigdetabregas, 1975) y lasformaciones detrticas suprayacentes (Fonnaciones de Uncastillo y Peraltilla). En la zona de Yesa seproduce la transicin entre 1 el sector navarro. donde los depsitos continentales de la cuenca delEbro estn constituidos por formaciones evaportcas (yesos de Puente la Reina, Fa1ces y Lern;Salvany, 1989), areniscosas (areniscas de Mues. Sangesa y Uju y conglomertjcas(conglomerados del Perdn) y 2) el sector de las Sierras Exteriores aragonesas. donde dominan lasunidades detrticas formadas por conglomerados que pasan lateralmente a areniscas fluviales(FOImaciones de Bernus y Uncastillo. Puigdetabregas, 1975). El nombre de fiysch proviene del alemn antiguo (de la rona de Sui7..a y proviene del verbo fJychen. deslizarse. ya quees muy frecuente la apann de deslizamientos actuales en estos materiales.

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estructura ms importante asociada a los movimientos pirenaicos en la zona de estudio es elcabalgamiento del Guarga Teixell y Garca Sansegundo, 995 Fig. 3 en cuyo bloque superioraparece transportada la cuenca turbidtica eocena Grupo de Hecho , con las facies de plataforma y elmesozoico infrayacente. Este constituye el cabalgamiento de zcalo ms meridional en el sectoraragons su continuidad hacia el oeste en el sector navarro no est todava demostrada y transportaen su bloque superior tanto rocas pre-orognicas Paleozoico, Trisico, Cretcico como parte de lossedimentos sintectnicos depositados en la cuenca turbidtica durante el Eoceno. El amortiguamientofrontal de esta estructura se produce mucho ms al sur, en el frente de las Sierras ExterioresAragonesas feixell, 1992 . La estructura de este frente es compleja, con una secuencia de bloquesuperior en la cual los cabalgamientos ms antiguos fueron plegados conforme se levantaba elanticlinal de Santo Domingo Milln et al., 1995 . Tanto los cabalgamientos como el anticlinalprincipal tienen un nivel de despegue general en las facies yesferas del Trisico superior. Hacia eleste esta estructura compleja es sustituida por un cabalgamiento de geometra mucho ms sencilla, conrampa de bloque inferior y rellano de bloque superior Milln, 1996 . Hacia el oeste, el anticlinal deSanto Domingo llega a presentar una inmersin de unos 60 W, de modo que la serie mesozoica y delTerciario marino desaparece y no vuelve a aflorar hasta la Sierra de Alaiz.En la prolongacin hacia el oeste del anticlinal de Santo Domjngo se encuentra el anticJinal de Tafalla,con la misma direccin ver Fig. J . Este anticlinal, atravesado por el ro Aragn aguas abajo deSangesa presenta un retrocabalgarniento de alto buzamiento, vergente al norte, en su ncleo Oliva elaL 1996 . Entre el anticlinal de Tafalla y los cabalgamientos de la Sierra de Leyre y Sierra de Illnaparecen una serie de pliegues con la misma orientacin, y que afectan en superficie a la molasaterciaria de la Formacin de Campodarbe ver Figs. J y 3 , El sinclinal situado en tomo al ro Aragnen el sector del embalse de Yesa forma parte de este tren de pliegues, que posiblemente despegandentro de niveles plsticos de los depsitos terciarios. Al norte del sinclinal definido por el flysch deYesa aparecen los dos cabalgamientos ya citados de Sierra de Leyre y Sierra de Illn, equivalenteslaterales del cabalgamiento de Jaca Fig. 3 , que colocan las rocas cretcicas, paleocenas y del Eocenoinferior sobre las margas de Arguis-Pamplona. En el extremo occidental el cabalgamiento de la Sierrade Leyre lleva asociado un anticlinal en su bloque inferior anticlinal de la Foz de Lumbier,Puigdefabregas, 1975 , delimitado por la caliza con alveolinas de la Formacin de Guara. Esleanticlinal presenta fuerte inmersin al este, y desaparece en las proximidades del embalse de Yesa verFig. 1 .

G OMORFOLOGI

Las laderas que constituyen las dos vertientes del vaso y la cerrada del embalse de Yesa estnl ~ c a l i ; : a d a s s o b r e i ~ ~ ~ ~ s de-la F 9 I T l 1 ~ c i ~ de A r g ~ i s ~ P a m p l o n a yso breeff ysch de Y ~ ~ ~ : q ~ e ~ ~ -ecnentra in tefcalado- d e ~ t r ~ de la unidad ~ i t ~ d ~ s - ~ d ~ ; ~ ~ ; ~ ~ ~ ~ t ; ; u n p ~ r l i l c ~ c a vo h ~ c ia arriba

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en las margas y con geometra ms irregular dentro del flysch. En el entorno del vaso del embalse se ~ _ _ _ o _pueden identificar numerosas c i c a t r i ~ ~ t ~ _ d ~ ~ l i ~ ~ ~ n t o s con lbulos en la parte baja, que indican . _ _ ~ _ _ - - - .... _--_. . _ que existe una cierta i n e s b i i ~ ~ ~ ~ laderil '_,J.ebida probablemente al comportamiento p l s t i c o ~ ~___ o . - ~ -las margas m e t e o r i z a d a s . ~ T f f i l ~ i n se.ob_servan_P ocesos de a c ~ c a y _ ~ _ ~ n t o . ~ e b i d o s a la escorrenga _ - -_. _._- ----._- _.----_._ _ _ -_.-de ~ g u _ ~ ~ u p ~ ~ ~ i ~ ~ ~ _ (Fig. 4).

En el sector de la cerrada del embalse la morfologa cambia de fanna brusca, al aflorar el flysch deYesa. Las pendientes de las laderas son mayores y se aprecian cicatrices y lbulos de deslizamientosde mucha mayor entidad que los que se encuentran sobre las margas de Arguis. Las cicatrices dedeslizamientos se sitan sobre todo en la margen derecha del ro Aragn, que constituye la cara nortedel interfluvio entre Aragn yel Arroyo de la Gardonera, que presenta una direccin subparalela.Los d e s l i z ~ e n t o s T I s j J 1 . . p 0 J : t . a n J _ ~ _ s se sitan i n r n e d i a ~ a B 1 ~ l ) _ t e _ ~ . K u a s : _ ~ p - o yaguas arriba de la presa o - - h ~ _ o _ __ _ _actual. El pri 1.e o de _ e l l o ~ ( ~ e _ s i z a m i . ~ ~ o _ ~ e La R e f < r y ~ figs. 5, 6) ha S _ U f ~ ~ ? _ m ~ ~ i . J E . ~ 1 ( ) e I 1 . _ t i ~ I 1 1 . P ( ) s___ o .__ ._._. __

~ i e n t e _ s (posiblemente anteriores al registro histrico), y _ e s . _ m < l c ~ d . 9 . p o r un ~ w a r p ~ e . l l a p m : t ~ altay _ u : r : _ r ~ } l ~ ~ _ ~ o r r e s p ~ ~ d i e n t e _ ~ ~ _ e L ~ l q g u l ? d ~ s l i ~ a C ( ) . ~ a b a s e ~ . ~ . ~ _ d ~ s l ~ ~ i e _ ~ ~ ? no ~ s o b s ~ r v a b e perola., anomalas en la morfologa de la ladera indican que muy P9siblemente se trate de un deslizamientode tipo ~ ~ ~ ~ i o n a l c ~ _ ~ - _ ~ ~ ~ p l a ~ ~ ~ _ . i - ~ a s a c i ~ s z a d a est cubierta por vegetacin boscosa y arbustiva___... , _0._- ... _ _._ .- - - -de poca altura (Fig. 6, fotografa 2), lo cual implica una mayor retencin de agua, que puede percolarhasta la base del deslizamiento. Las medidas de planos de estratificacin en las facies flysch de la basedel deslizamiento muestran una distr ibucin catica que no se ajusta a la tendencia regional debuzamiento hacia el sur. Esto mismo sucede en el siguiente deslizarruento, situado algo ms al E ysealado en la cartografa (ver fig. 4), aunque la expresin morfolgica de su cabecera no es tan clara.

SISMICIDAD y RIESGO SISMICOAunque la canal de Berdn se encuentra relativamente alejada de las zonas de mayor sismicidad dentro

de la cadena pirenaica, que son el Pirineo oriental meridional (norte de la provincia de Girona) y laparte norte del sector central (regin de Arette), ha sufrido una serie de movimientos ssmicos (deacuerdo con el catlogo de Mezcua y Martnez Solares, 1983), tanto histricos como instrumentales,que penniten caracterizarla como un r ~ a de sismicidad intennedia (ver tabla] y Figs. 7,8).Los epicentros de Jos movimientos ssmicos registrados se distribuyen de una forma ms o menos

' homognea a lo largo del eje de la depresin (Fig. 8). Algunos epicentros aparecen algo alejados,como el del ao 1372, que con intensidad IX es el ms importante de los detect m ~ . fuerte alcanz una1 ~ ~ ; d ~ ~ v r r J ; a este movimiento le signieron v a r i ~ rplicas demenor intensidad que se

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superpusieron en el tiempo a otra crisis ssmica, con intensidades mximas de VI, en Villarreal de laCanal, en la margen derecha del ro Aragn. En tiempos ms recientes han sido registrados de formainstrumental varios movimientos de magnitud comprendida entre 3.3 y 4.1 grados en la escala deRichter. La transformacin de intensidades en magnitudes y viceversa puede hacerse en este sector deacuerdo con la ecuacin Alfara et al., 1987):

= 0.32 2.26Los estudios para la determinacin del riesgo ssmico que utilizan mtodos deterministas basados enzonaciones sismotectnicas Alfara et al., 1987) consideran el mximo sismo posible a partir de losmovimientos ocurridos en una determinada regin sismotectnica. Mediante estos mtodos se haestablecido para el rea de la Canal de Berdn una intensidad mxima posible de VID. En esta posibleintensidad mxima est incluido, adems de los sismos generados en esa regin sismotectnica, elriesgo proveniente de los terremotos producidos en la vertiente nor-pirenaica regin de Arette). El.. -

~ t - s ~ ~ s ~ s ~ c ~ ~ n e s t ~ ~ e c t ~ r podra : u m e ~ : < l f hasta intensidad s ~ s c consideran fiables los datos dels s o de esa intensidad que tuvo lugar en el ao 1372. ~ El riesgo ssmico para la Canal de Berdn calculado mediante mtodos probabilsticos es decir,incluyendo en estos clculos la vari abl e tiempo) y utilizando tanto datos histricos comoinstrumentales Martn Martn, 1984) indica que el perodo de recurrencia para sismos de i n t e n s i d a d e ~

V I I ~ VIII es de unos O O aos, 500 aos para los de intensidad VI -VI I y 100 aos para los deintensidad V-VI tabla 2). Los resultados de este autor muestran tambin una intensidad mximaposible de VID en la escala MSK.

A partir de los datos expuestos resulta evidente que el sector de la Canal de B er d n es una zona conriesgo ssnuco de cierta importancia. apropia Norma Sismorresistente P.D.S.-I Boletn Oficial del- . - .. - _.- - -- Estado, 1974), basada en l a zona ci n de Munuera 1969) considera el se ct or de Yesa-C anal deBerdn incluido en la zona Segunda con intensidades mximas epicentrales MSK comprendidas~ n t r e VI y VlII y muy prxima geogrficamente a la zona Tercera con intensidades mayores de VIIIe incluso de IX). Este factor debe ser tenido en cuenta en cualquier obra pblica de gran envergadura incluida en Grupo 3 de la Norma Sismorresistente), y que puede comportar graves riesgos para la

k poblacin civil.~ ~ : ,,

~ -

::J .os valores de aceleracin ssmica que pueden alcanzarse en u n p unt o cuando se p ro du ce un r, movImiento ssmico de una determinada intensidad dependen en gran medida del tipo de material>tr . ~ ? ~ el que se asienta la construccin. Los valores de aceleracin obtenidos en suelos blandos sont ~ s ~ ~ I D p r e mayores que los que se dan en roca Coulter et al., 1973), como se demostr en los

~ t s de Ciudad de Mjico de 1985 y Loma Prieta de 1989 Idriss, 1990). Por ello resulta difcil e ~ o e r el valor exacto de la aceleracin que podra alcanzarse con los terremotos de intensidad VII y

.II ... que como se ha visto en el primer apartado, son posibles en este sector de la canal de Berdn.

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En la tabla 2 (obtenida a parti r de datos de Coulter et al., 1973 Y Trifunac and Brady 1975 se haconsiderado un espectro de valores de relacin entre intensidad del terremoto y aceleracin producidaen el suelo que sirve para el promedio de las obtenidas entre sueio y roca ver tambin Fig. 9 ~que tener en cuenta, no obstante, dos factores fundamentales que pueden condicionar la amplificacinde la aceleracin en la Canal de Berdn: po; una parte el relieve y por ~ t r ~ e l hecho ~ q ~ e l futura .

.. ~ - . __ . - .__ . - - o - - -

r ~ s a _ s e ~ ~ e n t a r sobre t e r r e n ~ s margosos que aunque p r e s e n t a _ ~ n __ ~ e r ~ ~ ~ d o ~ es o b r e c o n s o l i d a c i ~ u e d e n clasificarse como rocas, menos an cuando se encuentran en estado _ - e ~ ._.. ._._- - ~ a d o Estos dos factores hacen que los valores de aceleracin presentados en la tabla 2 puedanhacerse incluso mayores, lo que podra llegar a la superacin de los valores admitidos por el criteriode Ambraseys y poner en peligro la estabilidad de la presa.Sisrnicidad InducidaEn un importante nmero de grandes presas, con altura de la columna de agua de ms de 50 m,incluso aquellas que estn construidas sobre zonas no muy activas desde el punto de vista ssmico,tiene lugar un fenmeno que se conoce con el nombre de sismicidad inducida. Este tipo de sismicidadaparece unido al llenado del v


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donde un gran deslizamiento en roca provoc una ola que, sin derrumbar la presa, ocasion variosmiles de vctimas.El deslizamiento ms importante que aparece ~ p J zona afectada por el embalse es sin duda el de La

R c l ; y - ; : - ( F i g ~ 6 ~ fotografa ~ ~ c a l i z a d o en la margen ~ ~ i e r d a dclrlo A r a g ~ ; ~ i u n t o _ ~ Jos ~ i v i a d e r o s Presa a:.-tuaI. ~ e s l i z a m i e n t o presenta un volumen d e s I i ~ d ~ ~ o s 12 Hm3, d ~ d ~ : ~ o nel propio r ~ de r e c r e c i m i ~ p t o del embalse q ~ Y e s ~ La geometra que suponernos para estea e s l i ~ t o se presenta en la figura 10. En el proyecto de recrecimiento aparece un anlisis de lascondiciones de estabilidad en el momento actual para este deslizamiento que arroja unos factores deseguridad de 1.31 y 1.49 suponiendo alturas del nivel fretico a 525 y 490 metros respectivamente.Sin embargo, este anlisis de estabilidad presenta dos errores a nuestro parecer fundamentales queinfluyen en Jos resultados de este anlisis:

,. El primero de ellos se refiere a la geometra de la superficie a favor de la cual se produjoel deslizamiento. Esta no es paralela a las capas elfiys h buzando hacia el norte), que forma lamayor parte de la masa del material deslizado sino que aparece cortndolas limpiamente como puedeobservarse en los afloramientos de roca del bloque esttico que aparecen al Jado del deslizamiento. Ladireccin de estos estratos es 6 7 mientras que l a direccin aproxi mada de transporte deJdeslizamiento es 020. Por tanto la geometra de la superficie es ms probable que sea similar a la deun deslizamiento en suelos y no aprovechando las discontinuidades de la roca ver Figs. 4 y JO).

,. El segundo se refiere a la no consideracin de Ja aceleracin ssmica en el anlisis deestabilidad. En una regin como la estudiada, donde las aceleraciones debidas a sismos pueden l1e ar.como hemos visto, a 0.2 o 0.3, sin considerar aqu las posibles amplificaciones debidas al relieve y altipo de material, es imprudente no considerar este factor en la construccin de una obra que implicagraves riesgos para los habitantes localizados aguas abajo de la presa. Los anlisis de estabilidadrealizados por nosotros mediante los mtodos de Bis hop modificado y de Janbu modificado,introduciendo varios valores de aceleracin ssmica figura JI muestran que, nicamente conaceleracin ssmica horizontal, el factor de seguridad se acerca a 1 cuando el valor de la aceleracin es

0.2 g equivalente a 196 cm/s2). Con valores de aceleracin superiores el factor de seguridad: ,.. p.esciende por debajo de Si adems consideramos la posible existencia de aceleracin verticai el

t t : ~ o r de seguridad desciende por debajo de 1 para valores de la aceleracin horizontal y vertical) de. .so\amente 0.12 g 117 cm/s2; este valor de la aceleracin puede alcanzarse con un sismo de

: : ~ sidad VI, la cual es relativamente frecuente en la Canal de Berdn ver tabla :1). En estos clculos~ ~ ~: .estabilidad las condiciones del nivel fretico ver figura 10) no son tan desfavorables como las

J ; ~ ~ l U e s t a s por Jos autores del citado proyecto de recrecimiento se ha colocado a la cota de 490 m). y, _ ~ ello el factor de seguridad sin aceleracin ssmica obtenido por nosotros abcisa O) es mayor1. . Esto significa que en condiciones ms desfavorables en cuanto a la posicin del nivel fretico,

.seconsideran adems los efectos del llenado y vaciado durante la explotacin del embalse, Josrires del factor de seguridad seran consi derabl ement e ms bajos, El resto de los parmetros

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(cohesin, ngulo de rozamiento interno, etc.) util izado en estos anlisis son los mismos que seutilizan en el citado proyecto de Recrecimiento (cohesin=O, ngulo de rozamiento residual=25).

EL RIESGO DE INUNDACIONES EN SANGESA : ~

Inundaciones histricas:..:

La l o c a l i d a ~ _ 9 - ~ a n g e ~ a h.a sllfrido r e i t e r a d a s j l u n _ c l a . c l Q I ) ~ s a 19_Jargo ..ckusu historja. LasI n u n d a c i o ~ ~ ; - d ~ su c a s ~ ~ urbano se ven favorecidas fundamentalmente por su ~ i ~ ~ i n de

t proximidad al cauce del ro Aragn y la poca altura a la que se encuentran las casas ms bajas delpueblo. Las crecidas que se producen en el ro Aragn son debidas fundamentalmente a lluvias

: generalizadas y continuas en su cuenca, en ocasiones con episodios cortos de alta intensidad. A esteJ fenmeno se suman en primavera los deshielos repentinos de las nieves acumuladas en invierno;

~ : ~ , p r o c e s o que se ve favorecido por la lluvia.f En el caso del ro Aragn con las aportaciones de sus afluentes el Esca, Veral, Aragn

t : ~ ~ S u b o r d n y Estarrn, hasta el trmino de Yesa, el nivel de crecida de las aguas durante una avenida:;;.--;- .: ;.;

~ _ puede ser de varios metros por encima de su nivel ordinario. ~ :

As durante este siglo en Y :e sa se han aforado en varias ocasiones valores superiores a los1000 rn3/seg. de caudal mximo instantneo (1907, 1913, 1927, 1937, 1956, 1966 Y 1979), siendo

:


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Ante una situacin como la rotura de la presa o bien ante el salto de una ola por encima de lapresa sin llegar a romperla, la poblacin de Sangesa quedara en una situacin de riesgo muy alta

cauces. As es como se han generado las inundaciones que hasta ahora han afectado tanfrecuentemente a Sangesa y poblaciones ribereas cercanas. Durante las avenidas los embalsesfuncionan como elementos reguladores subiendo el nivel de las aguas de forma muy rpida en casos

de grandes crecidas, lo cual favorece la desestabilizacin de los materiales susceptibles de deslizar en el vaso del embalse.

En el caso de ttstios e t : ? C . . l Q ~ L ~ f . ~ ~ d . o s a estos eventos se pueden resumir en tres puntos: las . u ~ ~ ~ _ ~ ~ , : t i n u a 4 ~ _ ~ @ t a n J a . j n e . s . t a b i l i d a c L d e l a s _ m ~ ~ s ~ ~ E ~ l e s de deslizar al- - -

aumentar el grado de humedad del plano de deslizamiento favoreciendo as un nuevo movimientode este.

~ ; i _ : . l t . ~ r . ~ . d e _ l a . s a g l } ~ p u e q ~ . a 1 . c a n z a r J a _ b a s e _ d e J o s _ d J : ; : s l i ~ m n i e D t 9 l ' - 1 0 cual si sumamos lodicho en el punto anterior genera las condiciones ideales para la cada en el vaso del embalse delos deslizamientos ubicados en las paredes del mismo.

la velocidad de llenado del embalse durante una avenida es muy superior a la que se daen condiciones normales siendo est una de las situaciones que genera sismicidad inducida.En estas situaciones el nivel de las aguas podra superar los 49 m tomados para Jos

clculos de estabilidad ver fig. 10 Ylos factores de seguridad resultantes seran entonces menores.El deslizamiento de mayores dimensiones es el de la Refaya, con _un volumen de 2Hm3, su

cada generara una ola que sin necesidad de romper la presa podra sobrepasar est afectando aJaspoblaciones inmediatamente aguas debajo de la presa, siendo Sangesa la ms prxima a esta. En unesituacin de este tipo el volumen de agua que pase por encima de la presa ser funcin de la situacinde la masa deslizada, su volumen y del nivel de agua en el embalse en el momento de producirse endeslizamiento. La situacin ms desfavorable sera aquella en que nivel de agua en el vaso estprximo al de eIllbalse lleno y tales circunstancias se dan en situaciones de avenida en las que elembalse acta como laminador de la avenida. Y _ e i . p r e c : ~ s a m e n t e . e n este.uno de los e s c e n _ a r i l ~ msfavorables para la desestabilizacin de las zonas inestables de la ladera.

El caso extremo de riesgo se producira si con el llenado del vaso por el caudal de aveOlda sellegasen a superar los niveles de seguridad en la presa, con la consecuente liberacin del caudal deagua almacenado en ese momento en el embalse de Yesa.

\\ debido tanto a su poca altura respecto al cauce corno a la escasa distancia que la separa de la presa. En

\ / n i n g u ~ ~ de las dos circunstancias descritas existe tiempo material para avisar y desalojar a la\ t poblaclOO

3


14/31

Para el clculo de los caudales para los cuales se vera afectado el pueblo de Sangesa se ha aplicado la formula de Manning establecida para rgimen de flujo unifonne. Somos conscientes deque en el caso de rotura de la presa, o bien en caso de salto de una ola por encima de la presa lascondiciones de flujo no seran estas. Sin embargo s es vlida para lo que aqu pretendemos, que esdar un valor mnimo de caudal por encima del cual la poblacin de Yesa quedara completamenteinundada,

Sin embargo, la finalidad de este informe no es realizar una modelizacin delcomportamiento de la onda de avenida que se producira en caso de rotura de l a presa. En este

; : ~ a p a r t a d o vamos a dar en primer lugar unos ~ ~ o r e s d ~ c ~ ~ ~ por ~ ~ c ~ ~ ~ d e l?s cllales la~ : . P o b l a c i n de s ~ ~ e ~ s ~ y ~ d ~ t f e c t - 4 - , Yposteriormente se calcularn los posibles caudales de:1,,,, , :;l :avenrda en caso de rotura. I

{ - , - ~

La velocidad segn la fnnula de Manning es1 2 e

V 2 3n [1 ]siendo 1 la pendiente del lecho del cauce en este punto, R el radio hidrulico de la seccin y n

el valor de rugosidad de Manning. Se han simplificado los clculos considerando un mco valor derugosidad para todos los niveles de inundacin considerados. E igualmente un nico valor en cadaseccn.

E caudal se obtiene multiplicando la velocidad por la seccin mojada[2]

H m 1mlm n S 2 m2/s Q rnJ/s3 222 0 040 281,250 2 018 597,61413 0,00222 0,040 3781,250 4 122 15584,82523 0,00222 0 040 9731,250 7 326 71288,72933 0,00222 0,040 16218,750 9 570 155213,252

Los valores de caudal estn r e f l ~ j d o s grficamente en la fig.12. La altura de 3 metros secorresponde a la de las casas ms bajas de Sangesa y por contrario la altura mxima es la de las

14


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s s ms altas. As obtenemos que los caudales mnimos de inundacin para Sangesa estn entre i600 Y 155.000 m3/s. S _ e . [ l . . : t o - - ? _ c l ~ ~ I ? ~ - - - . ? a ~ f ; U J D caudal mninw d ~ _ ) 5 5 : 2 0 0 m3/s de caudal

~ > ~ - p ~ t a para que la p o b l ~ ~ ? _ q u e . Q U - - - t ~ L l l 1 e n t e ~ . t _ ~ r t apor J s ~ a s . Este c a u d a l - ~ ~ - - i ~ p o ~ b l e dei ~ ~ ~ ~ ~ n i i o n ~ actuales o futuras. Sin embargo, caudales intermedios imposibles de alcanzar2->' en condiciones naturales 50.000 m3/s, por ejemplo, como veremos ms adelante), pueden se r

posibles en caso de un vaciado catastrfico del embalse por rotura de la presa.El caudal punta en caso de rotura puede estimarse a partir de las ecuaciones y bacos presentados por

Costa (1988):Ecuaciones corrrespondientes a las rectas de regresin del caudal punta Qmax para

presas de construccin humana:Qmax H Qmax V Qmax HVQ= 1O.5H] .87; r = 0.80; Q= 961 V0.48; r2 = 0.65; Q=325(HV)0.42; r2 = 0.75

- SE=82 SE = 124 SE = 95--; ~ } ~ : .

oa;.' ;.- Unidades: Qmax = m3s H:= ro: V =106 m3.La< ecuaciones anteriores cOITesponden a las rectas de regresin deducidas para el conjunto de datoshistricos de presas de antrpicas para las que se han realizado estimaciones postenores del caudalpunta postrotura (Costa, 1988). Los datos de volumen int roducidos en las grficas a partir de I ~ L \cuales se han calculado las ecuaciones anteriores corresponden al volumen de agua previo a la roturade la presa (V) y a la altura de la presa (H).A parti r de los datos his tricos se ha intruducido un factor ms de correccin para estos datos, ladistancia de l a presa a un punto dado. Con este dato se ha deducido la ecuacin de la envolvente de:porcentaje de caudal para una distancia dada que para valles amplios y abiertos es:

100Q=- .OO52x),10siendo x la dIstancia del punto a la presa.

- En el caso de Yesa los valores obtenidos aplicando estas ecuaciones son:

Qmax H 3s Qmax (V) (m3/s) Qmax HV ..Qmax 68959,42 32154,92 50492,47

15


16/31

45332,148868,691911,77,:teniendo en cuenta que H::: 110 ro; V::: 1 50 0 106 m3s; x::: 9 Km.

-Qx

La correcin de distancia para Sangesa es Qx 89,78 .:i El t ie mp o que t ardar a l a onda de avenida en l leg ar a Sa ng e sa puede obtenerse tambin;e m edi ant e las fr mul as de M an ni ng , y son de 2 mis 4.1 mis 7.3 mis y 9.6 mfs. Si d es ca rt am os el

ltimo valor 155.000 m3/s) que da un caudal muy exagerado, quedan las dems cifras como datosposibles y nada exagerados.

En cuanto al tiempo de llegada de la onda, para un v al or medio de v 5 m/seg. durante todoel recorrido desde la presa hasta Sangesa, obtenemos un tiempo de recorrido de

T ::: s/v 9000/5 seg. ::: 1800 seg. ::: 30 minutos.A mayor velocidad menor tiempo de recorrido. Este es el tiempo del que dispondran los

sistemas de alerta para dar la alarma a la poblacin de Sangesa.

I LIOGR FI

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Fdo:Antonio M Casas SainzDoctor en Ciencias GeolgicasProfesor del Departamento de GeologaUniversidad de Zaragoza

. :~ : ~ GeolgicaDepartamento de GeologaUniversidad de Zaragoza


19/31

~ . . - ~ \ \, II/

: : :

J/~

o . _

f-ormocl n de E e SiJ-AtorE de:taico

mb lse oe so

~ ti

-

jII

J i

M r g a ~ de A.iguls-Pamplo,OFormacin de Guara (calizos de plataformaCrettlcico superiorPoleoceno racies Garum:,,)Cretcico superror

Formacin de Campoaorbe

Grupa de Hecho (turbid1tos)

- - - - ~ - ~ - - - - - ~ - - - - - - - - - - - - ~ g Silui:ldfl geolgica del Embalse d ~ Ycsa


20/31

L morI1. do LUmbler- Urral

Margal con lurbld ol muy liMe

~ 1-- -900-

I O


21/31

CUENCADEL EBROSierrasExteriores

51 omin oCUENCA DE JACA Ronca// s

p IA \

SierrasInterioresAlano

o kmL -- l t ~ ~ i l Paleozoico y Trisico interior Trisico medio y superior Cratclco superior Calizas Paleoceno-Eoceno medio) Turbiditas de Hecho Eoceno)

I E ~ l Margas y areniscas Eoceno medio y sup.) ::1Fm. Campodarbe Eoceno sup.-Oligoceno)B Fm. Uncastillo Oligoceno sup.-Mioceno)

Fig. 3. Corte geolgico que muestra la estructura de la cuenca turbidtica y su relacin con loscabalgamientos de zcalo infrayacentes. Modificado de Teixdl y Garca Sansegundo 1995 .


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Deslizamiento

i ~ i TercimioL__ ~ Jl : Nivel 1

~ ~ : _ _. Divisoria

, /

lkm

Cauce actual

: ~ J Nivel 2l nea de capoCrcavas

NivelO llanurade inundacinO NivelESCOpePer.l1etro delembalse

Fig Esquema geommfolgico del entorno de la presa de Yesa mostrandola situacin de los principales deslizamientos


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24/31

t <

MAGNITUO:::S

o t

INTENSIOADEo NO ASIGNAD.

o NO ASIG. JADA

2 s r e

3.e o < e4.13. o


25/31

el

9 11 12 13 14 15 16Oso

oz 3 4 5 6 7 10

2O

Embalsl9 esat \ . ~ _

r I ~ r I\ o s

Sangesa

17 18O

o 1 Km 1 o

Figura 8 Sismicidad histrica e instrumental en el re de la canal de Berdn Los nmerosasignados a cada sismo se corresponden con los que aparecen en la tabla l


26/31

r ------------ -------------- --------_

XI V VI vn VID XINTENSIDAD eSCALAS .04 N . S . ~ . I

m

--. /..

. ; ~ /

LO . /.1 / ~ . /~ : // / ~ .

/.6 /1 /

. /V ;O 1/ / /lq 11 ,IS

s4.0001.

, -

POS 1 (1.914)M R SEVS (1.915)COULTER (1.913)TRIFUN C V R DY 0.915)

Fig, 9. Relacin entre intensidad de terremotos y aceleracin segn distintos autores. Tomado deMartn Martn 1984)


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superficie de deslizamiento considerado

ssw

nivel fretico Y

topograa previaal deslizamiento

nivel recrecimiento -nivel actual

NNE

1 m

Figuro 1 eometra de l deslizamiento de la Refaya utilizada para el clculo deestabilidad la zona sombreada corresponde o lo maso deslizada


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DESUZAMIENTO DE LA REFAYA2 11 6 t\ .. ..... ..... ~ . \ ~ _ . : 2 . . . . . U \ ~ . '::::; _.C . . . ._ _ ...... , .. . u , ~ ~ i T -

- 0 . 8 - j . .. . . , \.: ~ . . : j 11 . . . . . . . ~ _ sin a ~ e I t T a c i n ~ e T i c a l1 ~O4 _ . . . . . . ~ . . . ?...... ~ . . . : ..... : . ..: ............... aceleracitin v e r r i c ~1 :aceleracin horizon fO 1 - - - - - - - - t - - - - - : - - - - - ; - - - - - - - - - r - - - - - - - 1o 0 1 0 2 0 3 0 4 0 5

aceleracin ssmica horizontal x g)0 7

Fig. 11. Disminucin del factor de seguridad con la aceleracin ssmica horizontal y vertical en eldeslizamientode la Refaya.


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NIVELES DE INUNDACiN PARA SANGESA80 00 70 00

6

50 00

_ _ - - . . ~ ~ ~ _ . ...._ .

4 155.000

30 0079999 oo oO __ o o

20 00 j \ 15 5 U10 00 \

5 7 0 m / ~ 0 00 L - - . . . . = . ~ = = - - - o o 100 00 200 00 300 00 400 00 500 00 600 00 700 00 800 00

Fig 12. Perfil transversal de las terrazas de Aragn en Sangesa y caudales para los distintos nivelesde inuncacin


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t;,:'~ - : ; ~: < ~ . TABLA L SISMICIDAD HISTORICA E INSTRUMENTAL EN LA CANAL DE

~ BERDUN HASTA 198~ ~ . ~: ~ _ Fecha Intensidad MKS) Magnitud Numeracin mapa> . da.ptes.aio) r: f ~

~ f 00.00.1372~ ~ , 10.07.1923

10.07.192310.07.192310.07.192310.07.192314.07.192310.08.192325.10.1923

~ - 08 11 1923. .. ..J 1 ~ -~ 1 5 1 1 1 9 2 3

f ~ C' ' 30.11.1923;,::-- 0 6.03.1924

19.07,192419.07.192403.01.192502.09.195608.11.1964-

- 16.03.1972 09.12.1973

30.06.1979

XVIIIVIVIIIIV

IV

VIIVVI

4.13 73.83 533

12345678910111213141516171819221


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TABLA 2. Perodos de recurrencia para sismos de diferente intensidad en el sector centrooccidental del Pirineo meridional calculados mediante mtodos probabilsticos segn Martn,1984 y rango posible de aceleraciones en relacin a Ja aceleracin de la gravedad para esasintensidades; para las aceleraciones se han considerado valores promedio entre suelo y roca, nosiendo por tanto las mximas posibles. Entre parntesis aparecen las aceleraciones calculadaspor la Norma sismorresistente espaola B.O.E. 1974 .

T aos

5001000mxima

Intensidad . MKS

V-VIVI-VIIVII-VIIIVIII-IX

Rango posible de aceleraciones g . Promedio suelo-roca.0.02-0.08 0.02-0.04OJE-O.17 0.04--0.080.17-0.3 0.08-0.150.3-0.6 O 15 0 3

Yesa Informe Geologico Completo

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