2. Caracterización geológica del macizo rocoso

2. Caracterización geológica del macizo rocoso
Al estudio, para tener una idea detallada de la geología de la zona del túnel, se describe el marco
geológico en cual se encuentra y se intenta obtener información que pueda servir para describir el
proceso de expansión en el túnel de Lilla.
2.1. Geología regional
El marco geológico está localizado en las Cadenes Costaneres Catalanes, una unidad geográfica y
morfológica que se extiende a lo largo de la costa mediterránea desde el Llenguadoc hasta la depresión de
Valencia. Concretamente, el túnel ha sido construido en los materiales de la Depresión del Ebro (figura
2.1) situado entre la Serra de Miramar y el límite nororiental de la Serra de Prades (figura 2.2).
Pirineos
Si
st
em
0
50
100 km
aI
bé
r
ico
3º
Co Cor
ste dil
ro- lera
Ca
tal
a
Depresión del Ebro
na
Barcelona
Localización de los túneles de la
LAV: Camp Magre, Lilla y
Puig Cabrer
45º
Mar
Mediterráneo
Figura 2.1. Situación geográfica de la Depresión del Ebro (Berdugo et al, 2006).
Debido a que la zona de estudio se encuentra en la depresión del Ebro a continuación se describirá su
formación. La Depresión del Ebro es el principal sistema hidrográfico del Norte de España. Se trata de
una cuenca intraorogénica que comenzó a formarse durante el Paleoceno debido a la subsidencia flexural
causada por la Orogenia Alpina (García-Castellanos et al., 2003). A finales del Cretácico, la colisión de
las placas Europea e Ibérica causó el levantamiento del basamento de los mares pirenaicos e ibéricos y
generó pliegues que configuraron las tres cordilleras que sirven de límite a la cuenca: los Pirineos, al
Norte; el Sistema Ibérico, al Suroeste; y la Cordillera Costero- Catalana, al Sureste (véase la Figura 4). En
esas condiciones quedó conformada una depresión entre relieves montañosos, desconectada del Océano
Atlántico y el Mar Mediterráneo desde los inicios del Eoceno Superior y sometida a una intensa
depositación en ambiente lacustre y régimen endorreico.
Durante el Oligoceno y buena parte del Mioceno, en los bordes de la cuenca ocurrieron depósitos
fluviales que movilizaron los productos de la erosión de las laderas del Pirineo y el Sistema Ibérico; en
tanto que en la zona central se generaron lagunas someras donde se depositaron calizas y margas en los
periodos húmedos, y yesos y sales en los áridos. El resultado de la sedimentación no fue la colmatación
de la cuenca sino el hundimiento del zócalo de la depresión debido a subsidencia.
Hacia el Plioceno, coincidiendo con un periodo de mayor humedad, y posiblemente debido a un proceso
de captura fluvial, la Depresión del Ebro se abrió al Mediterráneo a través del Pas de l’Ase, abierto por el
río en la Cordillera Costero-Catalana. Se estructuró entonces una red de drenaje que comenzó a erosionar
las rocas que se habían depositado durante millones de años de aislamiento endorreico.
4
1000 m
Tún
el d
e Lil
Tún
el d
e Lil
la
la
1000 m
4575
4575
350
350
LEYENDA Y SÍMBOLOS
Cuaternario
Triásico
QtO-1
Litología actual. Planicie de inundación.
Tm3
Dolomitas y calizas. Fácies Muschelkalk superior - Triásico medio-superior.
Qt2
Terraza fluvial. Gravas, arenas y lutitas.
Pleistoceno terminal - Holoceno basal.
Tm1
Calizas mitríticas y dolomitas. Fácies Muschelkalk inferior - Triásico medio-superior.
Qr
Depósito torrencial. Holoceno.
Tm2
Areniscas y argilitas. Fácies Muschelkalk medio - Triásico medio.
Depósito de ladera. Pleistoceno.
Tbg
Alternancia de areniscas silíceas y argilitas. Fácies Buntsandstein - Triásico inferior.
Qg
Paleogeno, Eoceno
PEag
Argilitas y areniscas con yeso.
PEcl
Calizas micríticas con niveles de
margas y lignitas.
PEma
Margas y argilitas alternando calizas.
Carbonífero
Capg
Areniscas y pizarras con niveles de conglomerado.
Contacto
Falla
Buzamiento de la estratificación
Cabalgamiento
Buzamiento de la estratificación horizontal
Falla de rumbo
Buzamiento de la estratificación vertical
Falla normal
Buzamiento de la estratificación invertida
Figura 2.2. Situación geológica de la zona (Berdugo et al, 2006, a partir de fuentes del Institut
Cartogràfic de Catalunya, ICC).
Según Julivert (1955), la Serra de Miramar es una cadena de pliegues que enlaza con el Bloque de Gaià al
NE y envuelve a la Serra de Prades al SW, que funcionan de antepaís junto a la cuenca sedimentaria del
Ebro. La sierra gana complicación estructural de NE a SW y con la depresión de Reus-Valls está limitada
por una falla, tapada por el Cuaternario en muchos tramos, que pone en contacto el Paleozoico y el
Mesozoico. El límite de la Serra de Miramar con la cuenca del Ebro es una discontinuidad al NE de Cabra
y un cabalgamiento al SW de la misma población.
Los materiales terciarios de la Depresión del Ebro se dividen en las siguientes formaciones: los más
antiguos que aparecen en la zona son la Formación Mediona y la Formación Orpí (Anadón 1978). Por
encima de esta última formación se sitúa el Complejo Ulldemolins y la Formación Morera, que forman el
Grupo Cornudella (Colombo 1980, 1986). (Véase Figura 2.3)
Figura 2.3. Distribución de las unidades terciarias de la zona de estudio.
5
La formación Ulldemolins es, según Colombo (1986), el reflejo sedimentario de un conjunto de llanuras
lutíticas con charcos de agua que permitían el desarrollo de sedimentación tipo lacustre con zonas
palustres de extensión variable. Los litotipos evaporíticos representan la existencia de una llanura fangosa
en un contexto tectónicamente tranquilo, que hacia el tramo final experimenta cambios de tranquilidad,
deducidos a partir de los niveles detríticos más groseros.
El grupo Cornudella tal como describe Ortí (2005), se desenvuelve en la parte meridional, a la depresión
de Vilaverd que se extiende entre el estrecho de la Riba, al sur, y la villa de Montblanc, al norte. Este
grupo presenta un espesor total cercano a 250 metros y abarca: una formación carbonatada de origen
lacustre a la base, de unos 30 metros de potencia, y una formación lutítico-yesífera roja, al techo, de unos
200 metros de yeso. Gran parte de esta ultima formación (los 150 metros superiores) está formada por un
conjunto evaporítico en el cual se pueden distinguir dos unidades: los Yesos de Vilaverd (unidad inferior)
y los Yesos de Lilla (unidad superior) (véase Figura 2.4). Estas dos unidades son equivalentes, en una
primera aproximación, al conjunto de los Yesos de Ulldemolins que se presenta al sector del Montsant, y
que tendría una posición estratigráfica muy similar dentro del Grupo Cornudella (Colombo, 1986).
Figura 2.4. Columna estratigráfica del Grupo Cornudella y Grupo Barberà, Ortí (2005).
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Según Julivert (1954), entre la Riba y Espulga de Francolí se puede obtener un buen corte de toda la serie
estratigráfica, en la que se encuentra la siguiente sucesión:
Pudingas, areniscas y margas
Margas rojas con alguna intercalación detrítica
Calizas y margas rosadas
Caliza gris
Caliza con nódulos silíceos
Margas abigarradas con yeso
Yesos
Margas rojas yesosas
Margas rojas y abigarradas con alguna intercalación caliza
Metros
125
350
60
60
20
35
15
100
100
Estos materiales están formados por un 90% de margas rojas a salmón, muy siltosas y con escasos
cuarzos y micas. En la base presenta lentejones más o menos extensos de areniscas rojas escasamente
cementadas. En el techo, niveles de yeso blanco fibroso de gran continuidad lateral. Es característica la
presencia en los yesos de grandes cherts aislados, bien formados y de contornos irregulares.
2.1.1. Tectónica
El hecho que los conglomerados que afloran en Prenafeta sobre la Formación Morera sean sedimentos
sintectónicos del pliegue o pliegues de Miramar, indica que la edad de formación de la Serra de Miramar
es similar a la de la Serra de Prades, es decir, de edad Bartoniana (unos 161 Ma). Esta sincronía ha
permitido la formación de cabalgamientos en el plano perpendicular el esfuerzo, y a la vez fallas normales
con componente direccional paralelas al esfuerzo principal. Se puede observar en el esquema tectónico
regional en la figura 2.5 y con el detalle de esta Figura 2.6.
Figura 2.5. Marco tectónico general con la zona de estudio enmarcada (Mapa Geológico de España,
IGME, 1:50000, número 418).
7
Macizo del
Priorat
a
rr
Se
Túnel de Lilla
L es
Guixe
res
Ho
rst
Pr
ior
at
-G
ay
à
Depresión Terciaria
del Ebro
Bloque del
Gayà
de
Falla de desgarre y de
transformación a nivel del
zócalo cristalino
Formación Montblanc
Depresión
Valls - Reus
Formación Morera
Complejo Ulldemolins
0
Escala
5 km
Figura 2.6. Detalle modificado del marco tectónico regional (Berdugo et al, 2006).
La Serra de Miramar se desarrolla a partir de dos pliegues con fallas inversas asociadas de bajo ángulo
(unos 15º) en un rellano situado a unos 1500 metros de profundidad. Éstas se desarrollan a partir de la
falla del Camp, al SE de la Serra de Miramar (véase Figura 2.7). Los pliegues de propagación están
deformados probablemente por un segundo pliegue de más longitud de onda que provoca menos
acortamiento situado en el traspaís (ver figura 9). El acortamiento de estas estructuras es de unos 2,5 a 3
km.
Depresión
del Ebro
Falla
Depresión
Valls- Reus
Figura 2.7. Corte donde se observa el cabalgamiento de la Serra de Miramar (Mapa Geológico de España,
IGME, 1:50000, número 418).
Los pliegues que forman la Serra de Miramar serian compatibles con un modelo de deformación regional
de las Cadenes Costaneres Catalanes, en las que domina una dirección de acortamiento N-S y en el cual
las trayectorias de σ1 se perturban delante de la presencia de las fallas principales de las Cadenes
Costaneres Catalanes (Guimerà et al, 1997)
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2.2. Geología del túnel de Lilla
La documentación de GIF (2002) indica que el túnel de Lilla transcurre en su totalidad por argilitas
anhidríticas con abundantes vetas de yeso fibroso orientadas a favor de la fracturación, con inclinaciones
moderadas, frecuentemente cruzándose en aspa. La sobrecarga varía entre 40 y 120 m y sólo en los
niveles más superficiales está integrada por margas y calizas del Eoceno Medio (véase la figura 2.8).
m s.n.m.
440
Portal Norte
420
400
380
360
340
320
300
280
260
411+100
Cuaternario
Coluvión
Portal Sur
Eoceno Medio
412+000
Eoceno Inferior
Caliza
Argilita & Limolita
Marga
Argilita con yeso & anhidrita
413+000
413+300
Figura 2.8. Esquema geológico con el perfil longitudinal del túnel de Lilla (GIF, 2002).
Los sondeos realizados en el túnel de Lilla permitieron la extracción de roca. Ésta, a hasta una
profundidad de 4 a 5 m, se encontraba expandida y después se conservaba inalterada. La profundidad
variaba según el punto kilométrico (Alonso et al, 2004).
Estudiando con detenimiento las muestras obtenidas a partir de los sondeos, se observó que en la mayoría
existían unos planos sub-horizontales (que en ocasiones formaban espejos de falla). Estos planos no están
descritos por ningún autor. Se podrían relacionar directamente con la falla inversa que se describe en la
tectónica regional que deformó los materiales paleógenos del Grupo Cornudella. Esta gran falla creó
probablemente en estos materiales argilíticos unos planos poco nítidos, pero no hubo duda cuando se
vieron. Los planos estaban abiertos en materiales expandidos y cerrados en materiales no expandidos.
Relacionado con la falla inversa en el interior del túnel de Lilla también se vieron zonas donde había
fallas inversas que deformaban betas de yeso fibroso, éstas podían estar asociadas al mismo proceso
tectónico.
La construcción del túnel mediante explosivos pudo reabrir antiguos planos de falla y pudo crear nuevas,
hecho que ha podido incrementar la permeabilidad del macizo considerablemente. El túnel tiende a actuar
como un gran drenaje permanente en el terreno. Y creando a la vez zonas de circulación preferencial del
agua del macizo, que penetra hasta los materiales más impermeables.
La litología encontrada en los sondeos era semejante a la descrita por Ortí (2005), pero con una gran
variación en los contenidos de yeso y anhidrita. Esto podría estar relacionado con las condiciones de
enterramiento a las que se encontraba la roca antes de ser perforada, todavía no había podido ocurrir la
etapa de yesificación. Además en la argilita se pudieron observar distintos nódulos verdes que resaltaban
en la matriz rojiza de la roca, los que recurrentemente se encontraban en las zonas más alteradas.
Para comparar la geología estudiada se realizó un estudio en un talud situado en la carretera N-240, a
pocos kilómetros del túnel, donde se encontraron estructuras geológicas que podían ser importantes para
explicar los procesos de degradación que se desarrollan los materiales túnel de Lilla. Tal talud tiene una
dirección aproximadamente paralela a la del túnel y está situado unos metros después de pasar el Coll de
Lilla en dirección Montblanc. Allí afloran materiales del Complejo Ulldemolins, el mismo donde está
situado el túnel (ver figura 2.9). El objetivo de este estudio era obtener un corte aproximadamente
paralelo al túnel, para observar las posibles semejanzas estructurales entre las dos estructuras.
9
Figura 2.9. Talud analizado de la carretera N-240 justo después de la falla (Deu 2004). En rojo se marcan
los planos de discontinuidad que coinciden con la orientación de la Falla y en negro los planos de
estratificación.
Los materiales que se observan están muy alterados superficialmente, con un espesor de alteración de
algunos decímetros de profundidad. También se han observado diferentes planos de falla relacionados
con el cabalgamiento de la Serra de Miramar. Los materiales están estratificados subhorizontalmente y
están atravesados por fallas inversas de inclinación media (unos 30º) buzando hacia el Sur y por planos de
fallas casi horizontales. Se observaron estrías de falla subhorizontales en un nivel decimétrico de calizas,
que concuerdan con los esfuerzos de formación del cabalgamiento (falla inversa) descritos anteriormente.
(Deu, 2004)
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