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Valenti Turu i Michels y Jose Luís Peña Monné (2006) Las terrazas fluviales del sistema Segre-Valira,(Andorra-La Seu d’Urgell-Organyà, Pirineos Orientales). Parte I: relación con el glaciarismo y la tectónica activa; GEOMORFOLOGIA Y TERRITORIO, Universidad de Santiago de Compostela, (Editores Augusto Pérez-Alberti y Juán López-Bedoya), IX Reunión Nacional de Geomorfología, 113-128 pp Corrección post-congreso

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Las terrazas fluviales del sistema Segre-Valira (Andorra-La Seu d´Urgell-Organyà, Pirineos Orientales): relación

con el glaciarismo y la tectónica activa

Valentí Turu i Michels* y José Luis Peña Monné** * Fundació Marcel Chevalier, Av. Príncep Benlloch 66-72, AD 005 Andorra la Vella,

Principado de Andorra; E-mail: [email protected]

** Dpto. de Geografia y Ordenación del Territorio, Universidad de Zaragoza. 50009 Zaragoza.

E-mail: [email protected]

Resumen:

El estudio de diferentes afloramientos de terrazas fluviales, fluvioglaciares y tills glaciares de los valles de los ríos Valira y Segre, en el Pirineo Oriental, aporta nuevos datos sobre la extensión del glaciar del Valira y de la actividad tectónica del sector. El estudio sedimentológico muestra que las terrazas fluviales presentan una secuencia agradacional a base de ciclos granodecrecientes, con marcado carácter fluvioglaciar en su base compatible con abanicos aluviales dominados por las aguas de fusión (tipo C de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002), mientras que hacia techo presentan un carácter propiamente fluvial de baja sinuosidad. La relación de escalonamiento y encajamiento de las terrazas ha permitido separar las terrazas en altas y bajas, a pesar de que la actividad tectónica del sector no permite asignar una altura fija a cada nivel, de forma que el diferente grado de alteración que presentan las terrazas ha permitido la cartografía de un mínimo de cinco niveles. Se observa como los niveles de terraza están relacionados aguas arriba con frentes morrénicos siguiendo el mas genuino principio de Penck y Brückner (1909), permitiendo identificar a las puertas de La Seu d’Urgell un complejo morrénico frontolateral (el Tossal del Bordar, Calvinyà). Respecto a la actividad tectónica del sector se puede calificar la misma de “activa”, habiéndose identificado el valle de Andorra y Escaldes como un graben intramontañoso que estaría relacionado con la actividad de la fosa tectónica del Urgellet, así como una zona de deformación positiva con ratios aparentes de 1,1 mm/año entre Andorra y la Seu d’Urgell.

Palabras clave: Glaciar, Pirineos Orientales, morrenas, terrazas fluviales, tectónica activa.

Abstract:

The study of different outcrops from fluvial terraces, glaciofluvial sediments and moraines deposits in the Valira and Segre rivers, Eastern Pyrenees, contribute to new data on the extension of the glacier in the Valira valley and the tectonic activity. The sedimentologicaly study of fluvial terraces shows an agradacional sequence with finning upwards cycles, with high glaciofluvial appearance at the bottom associated with outwash fans dominated by meltwater (C type of Krzyszkowki and Zieliñski, 2002), whereas towards the top increases the fluvial character with low sinuosity. The relationship between terraces and rock outcrops has allowed to separa the terraces in two groups. The tectonic activity do not permit assign a fixed height to each level, so that the different degree from the pedogenic features permit us to distinguish five levels of fluvial terraces. It was observed that the fluvial terrace are related with terminal moraines, following the Penck and Brückner’s (1909) genuine principle, and allowing to identify at the proximity of the Seu d'Urgell a moraine front complex (the Tossal of Bordar at Calvinyà). Regardless to tectonic activity it can be described as "active", having identified the Andorra and Escaldes valley as a intramountainous graben related to the tectonic activity in the Urgellet graben, and a horst with 1.1 of mm/yr aparent uplif ratio between Andorra and the Seu d'Urgell.

Key words: Glacial, Eastern Pyrenees, moraines, fluvial terraces, active tectonic.

Las terrazas fluviales del sistema Segre-Valira,(Pirineos Orientales). Parte I: relación con el glaciarismo y la tectónica

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INTRODUCCIÓN

La zona de estudio se sitúa en el Pirineo Oriental, en la comarca del Alt Urgell y en el Principado de Andorra, abarcando el sector de confluencia de los ríos Segre y Valira (Figura 1). El primero de ellos tiene su cabecera en los relieves que bordean la depresión de la Cerdaña francesa y recorre esta fosa tectónica, penetrando en el Baridá antes de llegar a la fosa del Urgellet, en donde confluye con el Valira en La Seu d´Urgell, con una cuenca de recepción de 1.233 Km2. Por su parte, el Valira extiende su cuenca entre el Alt Urgell y Andorra, con una superfície total de 559 Km2.

En su recorrido los dos ríos atraviesan terrenos de edad paleozoica de diversa litología, a excepción de La Cerdaña y el Urgellet donde sobreexcavan los materiales de edad neógena asociados al desarrollo de fosas tectónicas post-orogénicas (Figura 1). Las litologías que atraviesa varían desde granito y pizarras hasta areniscas, conglomerados y calizas. Entre el Pla de Sant Tirs y Noves de Segre se produce el paso de terrenos paleozoicos a los materiales mesozoicos, alcanzando finalmente a formaciones cenozoicas a partir del Embalse de Oliana.

Los objetivos de la presente comunicación es dar a conocer los trabajos que actualmente se están realizando sobre las terrazas fluviales del Segre en la zona de confluencia con el río Valira, destacando los resultados obtenidos hasta la fecha y que pretenden dar una solución parcial a incógnitas científicas abiertas por los investigadores de la primera mitad del siglo XX (Chevalier, 1924; Panzer, 1926; Nussbaum, 1934; Llobet, 1947). Este trabajo sectorial sobre el curso alto del río Segre, el principal afluente del Ebro, se enmarca en el contexto de los estudios que actualmente se están realizando en la vertiente sur del Pirineo por parte de diferentes investigadores, elaborando cartografías más detalladas y determinando etapas cronológicamente más precisas del desarrollo de terrazas fluviales y depósitos glaciales, para abordar así más profundamente la reconstrucción paleoclimática del Pleistoceno de la Cadena Pirenaica y la depresión del Ebro (Sancho et al., 2004 y Peña et al., 2004).

Por otra parte, el estudio de este sistema de terrazas ha puesto de manifiesto la existencia de actividad tectónica cuaternaria, especialmente en el Urgellet, en donde los sedimentos fluviales presentan deformaciones sin y post-sedimentarias. Por ello, junto a una catalogación o inventario de sedimentos cuaternarios se pretende mostrar la importancia de la neotectónica en la evolución geomorfológica regional. Las expresiones morfológicas del relieve testifican la presencia de una actividad neotectónica continua, pero también es importante hablar de “tectonica activa” propiamente dicha, dado que las deformaciones se observan incluso en las terrazas más recientes.

METODOLOGÍA

La metodología seguida para el estudio de las terrazas del sistema Segre-Valira ha sido la clásica para estos contextos geográficos. Como modelo de partida, se ha considerado válido el criterio de Penck y Brückner (1909), el cual relaciona la formación de terrazas fluviales con fases glaciares. Este criterio de relación paleoclimática, ha sido comprobado a partir de la realización de dataciones en morrenas, terrazas fluvioglaciares y fluviales del río Cinca (Peña et al, 2003, 2004; Sancho et al, 2004). También en el área de estudio se observa geomorfológicamente la relación de los niveles de terraza y los diferentes frentes morrénicos localizados, aplicando criterios de altura en tramos reducidos del trayecto fluvial y mediante criterios edáficos. Éstos últimos han sido de especial importancia para la correlación de los depósitos, dado que la actividad tectónica ha desnivelado determinadas terrazas.

Al no disponer de una sucesión de terrazas completa según el tramo considerado, ha sido necesario numerar las terrazas de arriba a abajo y no al contrario, dado que las que acostumbran a estar incompletas por la actividad tectónica son las más recientes. Por otro lado la relación de escalonamiento o de encajamiento entre niveles de terraza, con la consiguiente presencia o ausencia del sustrato rocoso entre ellos, ha permitido identificar tramos de río con hundimiento tectónico o sectores de levantamiento tectónico. Los perfiles de equilibrio para cada nivel de terraza no han sido posible representarlos atendiendo a la posición de la base de la terraza, sino la posición del techo, y por erosión parcial de éste pueden haber algunas carencias relativas a la precisión altitudinal de los niveles; no obstante eso no ha impedido observar en los perfiles de equilibrio saltos de falla que

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afectan a los niveles de terraza. La cartografía de los niveles de terraza más bajos es, en ciertos momentos, de dudosa interpretación, sin embargo en los niveles de terraza más altos no parece haber confusión posible ya que están claramente diferenciados. Finalmente, hay que tener en cuenta que las dataciones efectuadas han sido determinantes para la correlación de los niveles de terraza que pudieran plantear problemas de interpretación.

INVENTARIO DE AFLORAMIENTOS

Terrazas fluviales y fluvioglaciares

El Segre y el Valira han depositado materiales fluviales de forma conjunta en varios lugares del Urgellet, variando el lugar de confluencia en el tiempo, y por ese motivo se tratará a los depósitos fluviales de este sector como pertenecientes al sistema Segre-Valira (SV) (Figura 2). En general se pueden distinguir un conjunto de terrazas altas y otro grupo que se sitúa a cotas inferiores y que podríamos denominarlas como terrazas bajas. Hartevelt (1970) incluyó al grupo de terrazas altas en la formación Ballestà que presenta cuerpos detríticos de granulometría y litología similar al de las terrazas altas, asignándolas cronológicamente al Plioceno. No obstante las terrazas altas se pueden distinguir de los sedimentos de relleno del Neógeno porque éstas presentan clastos con morfologías glaciares (facetas, marcas de arranque), mientras que en los cuerpos detríticos terciarios los clastos están más redondeados y son de menor tamaño; al mismo tiempo existen diferencias en el área fuente, ya que los depósitos de terrazas altas presentan una mayor abundancia de clastos graníticos que los miembros detríticos de la fosa tectónica del Urgellet; también se hace evidente la existencia de una similitud entre las facies sedimentarias (fluvioglaciares) de las terrazas altas y de las bajas, hecho que refuerza su estudio conjunto y claramente desligado del relleno neógeno de la fosa tectónica.

Tipologia de facies

A lo largo del recorrido inventariado se pueden distinguir facies sedimentarias fluvioglaciares junto a otras propiamente fluviales, tanto en las terrazas altas como en las bajas; no obstante en ambos ambientes sedimentarios los cambios laterales de facies siempre acostumbran a estar relacionados con los aportes laterales de las vertientes. Las secuencias de facies que se acostumbran a encontrar son granodecrecientes, terminando en un suelo que culmina el final de la sedimentación fluvial; no obstante se verá en el capítulo de morfotectónica que también se ha identificado algún ciclo granocreciente asociado a una obturación del fondo del valle del Valira.

Empezando por las facies más proximales, es decir las fluvioglaciares, éstas han sido observadas entre Adrall y Pont Trencat (afloramientos 11 a 40 Figura 2). En ellas hemos podido distinguir como mínimo 2 ciclos granodecrecientes de gran energía (flujos hiperconcentrados) tanto cortados longitudinalmente (afloramiento 43) en Anserall, de 8 a 10 m de potencia cada uno, como cortados perpendicularmente (afloramiento 1) en La Seu d´Urgell. Estos ciclos de gran energía ya fueron identificados como tales por J.M. Vilaplana (com. pers. 1992) en Anserall (Figura 3), y se caracterizan por presentar una arquitectura sedimentaria granodecreciente separada en cuatro tramos; la base es ligeramente erosiva, formada por bloques imbricados de gran tamaño soportados por una matriz de arenas y gravas sin estructuras tractivas (facies C1c de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002); a continuación le sucede un segundo tramo soportado por cantos y gravas imbricadas (facies C1a de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002) que a su vez pasan a arenas gruesas a medias con estratificación planoparalela (tercer tramo, C2a de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002), y a techo quedan las granulometrias más finas de arenas y limos (facies C3a Krzyszkowki y Zieliñski, 2002) que se interdigitan con los sedimentos de pendiente. Las facies de canal en la Seu dUrgell (Figura 4) se caracterizan por presentar estructuras en la base de aspecto masivo con estructuras de carga, con inyecciones de limos laminados que se adaptan a los cantos de granito (del Valira) imbricados suprayacentes, observándose también “cantos blandos” del Mioceno (originarios del Segre) junto con los de granito, y presentándose el conjunto con una estratificación inclinada (meandro o barra de acreción, facies C1b de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002); mientras que el tramo intermedio presenta una secuencia granodecreciente con estratificación horizontal y en contacto angular con la inferior (relleno del canal, facies C2b); finalmente el tramo superior erosivo con un relleno masivo sin


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estructura (facies de desbordamiento de levees, ya en un ambiente más fluvial), culmina con un suelo de tonalidades ocres. Estas facies C1b de Krzyszkowki y Zielinski, (2002), cantos sin estructura con inyecciones de limos, también han sido identificados en la terraza alta en Adrall (afloramiento 11, Figura 2).

Las facies más distales respecto a la influencia glaciar han sido observadas tanto en el Valira como en el Segre, y consisten en facies de tipo braided (Adrall, base del afloramiento 11), facies de confluencia fluvial (Adrall, afloramiento 10), así como secuencias generalmente granodecrecientes fuera de la influencia glacial (río Lavansa, afloramiento 24). Concretamente en este último afloramiento se puede observar como ésta terraza alta del Segre está formada por secuencias granodecrecientes y estratocrecientes, con una disminución del contenido en litologías graníticas hacia techo que muestran como se produjo la migración del cauce del río Segre en el congosto de Tres Ponts. También en Adrall (afloramiento 10) se encuentran facies de confluencia entre el Segre y el río de Castellbó, donde la base no se observa y la secuencia de facies se compone de tres ciclos grano y estratodecrecientes de base erosiva, con litologías graníticas en la base (río Segre) y predominio de litología local (río de Castellbó) hacia el techo de cada secuencia. Justamente en este sector del valle del Segre los materiales de la base del afloramiento 11 (Adrall, Figura 5) forman parte de un recodo del río donde se pueden observar parcialmente dos secuencias granodecrecientes, la inferior de las cuales presenta arenas medias con estratificación cruzada, así como también barras de acreción, que indican que el curso fluvial presentaba canales, con migraciones del cauce principal que marcan los inicios de las secuencias.

Ambas facies de terraza presentan una relación de competencia por el espacio disponible en el fondo del valle respecto a los pedimentos; siendo dominado éste por el aluvial cuando se presenta en régimen fluvioglaciar (p.e. afloramiento 1, clastos miocenicos), mientras que en régimen fluvial los pedimentos invaden el fondo del valle. Las secuencias de facies fluviales que se observan acostumbran a ser granodecrecientes, hecho que implica una paulatina migración del canal hacia el centro del valle, así como una progradación de las facies de vertiente en la misma dirección, hecho que implica unos importantes aportes laterales y que la capacidad de remoción del río empieza a ser baja por posibles cambios de las condiciones climáticas (Coulthard et al., 2005), de manera que finalmente terminan por progradar a los sedimentos aluviales. Buenos ejemplos de estas relaciones se pueden observar en Sant Julià de Lòria (afloramiento 0; Turu y Planas, 2005), en el Pla de Sant Tirs (gravera de Coscollera afloramiento 18, Figura 6) y en el antiguo aeródromo de Montferrer (afloramiento 26), observando que ocurren tanto en las terrazas altas como en las bajas.

En ciertos momentos la obturación del valle provoca el rápido avance de los torrentes hacia el centro del valle al no existir erosión de los mismos. Éste fue el caso del torrente de Anserall cuando el Valira fue obturado a la altura de la Farga de Moles por el deslizamiento de Arcavell (Turu y Planas, 2005). Referente a este episodio se observa en la terraza baja del Valira en Anserall un ciclo granocreciente (afloramientos 42a y 42b); concretamente en la pista que lleva al cementerio en Anserall (afloramientos 41a y 41b) se pueden apreciar los cambios laterales de facies del torrente que baja de Sant Llorenç en el antiguo caserío de Morters, en donde los aportes torrenciales pasan a ser progradados por las facies de canal del Valira una vez superada su obturación.

En otros casos se encuentran directamente depósitos de “rock avalanche” sobre los sedimentos del fondo de valle preexistentes, como es el caso del depósito masivo de rocas sedimentado encima de la terraza de Borda Coll (afloramiento 34) que proviene de la parte alta de la vertiente del Rebollar, y que estaría relacionado con otras inestabilidades de vertiente cercanas, como las citadas por Turu y Planas (2005) en la vertiente del Querols de Ponts, subiendo a Arcavell.

Estado de alteración

Respecto al estado de alteración de las terrazas fluviales hay que destacar que las más altas pueden presentar frentes de alteración muy importantes, con coloración ocre correspondiente a la oxidación de los minerales de hierro, y con verdaderos niveles de cementación de carbonatos petroclásticos que llegan a alcanzar de 4 a 6 metros de espesor, hecho que implica un importante desarrollo de los estadios morfológicos del carbonato (>= grado IV de Birkeland, 1999), como es el caso de la terraza de la urbanización Balcó del Pirineu (afloramiento 8, Figura 2, 7 y 8), la terraza en el pueblo de


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Montferrer (afloramiento 9), el de la terraza de la gravera clausurada al sur del aeródromo de Montferrer (aflormamiento 25), o el de la antigua gravera del Tossal de Bordar (afloramiento 45), y que están fuera de la influencia de cualquier substrato carbonático que podría haber aportado solutos para su cimentación. No obstante estas terrazas en el caso de haber estado cubiertas por importantes espesores de sedimentos de vertiente, pueden no presentar el mismo grado de alteración, como es el caso de las terrazas altas de Adrall (afloramiento 11) o el depósito fluvioglaciar asociado a la morrena de la Margineda (Turu, 1994).

Las terrazas bajas presentan alteraciones menores, de las cuales hay que destacar en todos ellos un importante desarrollo de los horizontes B con avanzados estados de oxidación de los minerales de hierro, y algunas envueltas basales de carbonatos en los cantos, meniscos de carbonatos secundarios y carbonatos laminados (< grado IV de Birkeland, 1999), como son por ejemplo las terrazas de Sant Julià de Lòria (afloramiento 0), Anserall (afloramiento 35), la terraza de la Seu d´Urgell (afloramiento 1), los rellanos de Montferrer (afloramiento 36 y afloramiento 16), el Pla de Sant Tirs (afloramiento 18) y Adrall (afloramiento 10).

Morrenas y tills glaciares Tipologia de facies

La continuidad de las terrazas fluviales se interrumpe aguas arriba en el valle del Valira por la presencia de tills glaciares y bloques morrénicos, a excepción de la terraza más alta de todas, de la cual no se ha localizado la posición del frente morrénico correspondiente; no obstante si que se han identificado facies de tipo C1c-C1b (Krzyszkowki y Zieliñski, 2002) (afloramiento 11), similares a los descritos en la terraza más baja (afloramiento 1, Figura 4) que, junto con la presencia de gravas que presentan morfologías glaciares, hace suponer que ésta también tiene un origen fluvioglaciar.

El segundo nivel de terraza que se encuentra escalonado respecto a la terraza más antigua, presenta un importante complejo morrénico en Calvinyà (afloramiento 45, Figura 2) suspendido unos 80 m respecto al fondo del valle, y que está adosado lateralmente a la terraza más antigua. Aguas abajo de este importante frente morrénico, en el antiguo aeródromo de Montferrer, se ha podido observar que en el techo de esta segunda terraza alta (afloramiento 25, Figura 7, visto desde Calvinyà) existe un potente suelo parduzco que contiene un empedrado de cantos rodados verticalizados (Figura 9), y que interpretamos que tienen un alto significado paleoclimático, concretamente periglaciar, que se habría producido posteriormente del ciclo sedimentario de ese nivel de terraza, hecho que implicaría un muy importante recrudecimiento del clima posteriormente a la sedimentación de la segunda terraza alta.

La terraza que hemos denominado “Les Garbes”, por su gran desarrollo en ese sector de Adrall (afloramientos 10 y 11), se encuentra escalonada en relación a las dos anteriores, y corresponde a la más alta de las terrazas bajas del Segre-Valira. En el valle del Valira se ha podido identificar este nivel en Sant Julià de Lòria gracias a las dataciones TL efectuadas (Turu y Planas, 2005), encontrándose en ese punto relacionada con un frente morrénico (afloramiento 47 y 48, Turu, 1994). Su continuidad aguas arriba se puede seguir por el estado de alteración que presentan sus afloramientos así como por la aparición de bloques morrénicos durante el desmonte de tierras para la construcción del Instituto de Bachillerato Español en La Margineda (afloramiento 49), y que pertenece al frente morrénico citado por Panzer (1926), Llobet (1947) y Turu (1994), así como por los sedimentos detectados en el fondo del valle en Escaldes (Turu y Planas, 2005). Todos estos afloramientos dan idea de como retrocedió el frente glacial en el Riss en el valle del Valira, ya que según Turu y Planas (2005) tendría una edad entre los 120.000 y 125.000 años.

Como se verá en el apartado de dataciones del ensayo de reconstrucción (parte II), la terraza más baja sería contemporánea con una posición del frente glaciar del Valira en Santa Coloma (Nussbaum 1956), y en Bixessarri para su afluente el río de Os de Civís. Entre la terraza de “Les Garbes” y ésta última se emplaza otra con un importante desarrollo al sur de la Farga de Moles (afloramientos 37 y 40) que están relacionadas respectivamente con la acumulación de bloques morrénicos (> 8 m3) en Cal Tolse (afloramiento 38), y también con grandes bloques en Pont Trencat (afloramiento 39) interpretados por G.S. Boulton (2006 com. pers.) como glaciares pertenecientes a un till que ha experimentado un lavado por aguas de fusión. Esta terraza intermedia de las terrazas bajas del Segre se


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presenta particularmente extensa en Montferrer (afloramiento 36) y aguas abajo de Adrall (afloramiento 15).

Así pues todas las terrazas del Segre-Valira presentan manifestaciones de influencia glaciar o relación directa con un frente glaciar, hecho que refuerza la idea de considerar tanto las acumulaciones fluviales altas como bajas dentro del mismo sistema de terrazas cuaternario.

EXPRESIÓN MORFOLÓGICA DEL RELIEVE, DINÁMICA Y RESPUESTAS MORFOTECTÓNICAS

Discordancias intraformacionales y dislocaciones En el reconociendo de las facies sedimentarias que caracterizan tanto las terrazas altas como las terrazas bajas entre Organyà (río Segre) y Escaldes-Engordany (río Valira), ha sido posible identificar también dislocaciones, discordancias angulares, fallas y cicatrices antiguas fosilizadas que reflejan la inestabilidad tectónica del sector.

Empezando por el extremo septentrional de la zona estudiada, la cubeta de Andorra y Escaldes-Engordany (punto número 51, Figura 10), con motivo del reconocimiento del subsuelo del sector conocido como Clot d’Emprivat, a partir del detritus de los sondeos mecánicos efectuados se detectó a una profundidad de 35 m la presencia de gravas y arenas con un avanzado estado de edafización (tierras ocres muy rojizas interpretadas como del ciclo Riss-Eemiense o anterior), fosilizadas bajo varias capas de till subglacial. En este mismo sector han sido citadas por Turu y Planas (2005) la presencia de fallas que afectan al substrato rocoso y al relleno sedimentario. En el sector meridional del valle de Andorra, Turu (1997) cita la presencia de una falla dextra de magnitud cartográfica, y que creemos estaría relacionada con la anterior (Figura 11).

También Turu y Planas (2005) citan la afectación de las terrazas del Segre en Adrall (afloramiento 11) por fallas, microfallas y discordancias tanto para las terrazas altas como para las bajas. En este lugar se han observado basculamientos postsedimentarios de las terrazas altas, presencia de discordancias angulares intraformacionales en la terraza, debidos a basculamientos sinsedimentarios, así como dislocaciones del substrato rocoso que afectan a las terrazas con adaptaciones de los sedimentos fluviales (movimientos sinsedimentarios). También han sido reconocidas dislocaciones sinsedimentarias y discordancias angulares en la terraza alta existente en la confluencia del río Segre con el de Lavansa (afloramiento 24). En otros lugares del Urgellet se observan fallas postsedimentarias con movimiento vertical que han afectado a las terrazas altas, como es el caso de la terraza alta de la antigua Ciudadela militar (afloramiento 4), o la cicatriz fosilizada por sedimientos de pendiente del Permotrías que afecta a la terraza de la Urbanización Balcó del Pirineu en Montferrer (afloramientos 6, 7 y 8, Figura 12); existiendo únicamente Permotrías en la cuenca del río Casanoves que en la actualidad confluye con el Segre.

En ciertos casos la presencia de una sedimentación anómala testifica la existencia de inestabilidades de las vertientes que han comportado una obturación del valle, como es el caso del movimiento de masa de Arcavell que obturó el Valira en el Tardiglaciar según Turu y Planas (2005). En relación a esta obturación del valle la carga detrítica más gruesa, que se puede cifrar en mas de 20 m a partir de sondeos mecánicos a rotación efectuados en la zona de la depuradora de Sant Julià de Lòria (afloramiento 54, Figura 2), quedaba retenida aguas arriba, lo que provocó aguas abajo un rápido avance del torrente de Anserall hacia el centro del valle. Asociadas sectorialmente con el movimiento de Arcavell también hay que citar evidencias de inestabilidades de vertiente en el Querol de Ponts (Turu y Planas, 2005), y en el Rebollar como ya se mencionó en el apartado anterior; y dado que el contexto regional es propicio, Turu y Planas (2005) dejaron abierta la cuestión de un posible precursor sísmico como desencadenante de las mismas, lo que implicaría que la sedimentación y los cursos del Segre y el Valira habrían estado influidos desde un inicio por la actividad tectónica del lugar.


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Posición relativa de las terrazas

Las terrazas presentan relaciones de subsidencia y levantamiento siguiendo el cauce del Segre en el Urgellet y del Valira hasta La Margineda. Si se utiliza un criterio de correlación a partir del grado de alteración de los depósitos, los afloramientos del mismo nivel se encuentran cada vez más suspendidos respecto al fondo del valle aguas arriba del Urgellet. Este caso se observa muy bien entre el Pla de Sant Tirs y Escaldes-Engordany, en donde si se sigue la base de los afloramientos con importante alteración de los óxidos de hierro y bajo desarrollo de carbonatos, vemos que para los afloramientos 18, 10, 11 y 16 (Coscollera, Adrall y llano de Montferrer, Figura 2) la base de la terraza no aflora y en la gravera de Coscollera (Figura 6) se sitúa claramente debajo del actual curso fluvial, al igual que en Escaldes-Engordany (Turu y Planas, 2005; lugar 51) donde a 35 m por debajo del fondo del valle existe un depósito de gravas y arenas que presenta un estado de alteración similar; por otra parte entre Castellciutat y La Margineda la base de la terraza, con el mismo estado de alteración que en el anterior caso, se situaría entre 30 y 45 m por encima del curso del Valira en Castellciutat, Anserall, Sant Julià de Lòria y la Margineda (afloramientos 16, 35, 0-47-48 y 49, Figura 2).

Encajamientos torrenciales y desfiladeros Así pues partiendo de la posición relativa de este conjunto de afloramientos fluviales y glaciares con un grado de alteración similar, suponiendo que también reflejen una edad similar como se ha observado en el Cinca y el Gállego Sancho et al. (2004), ilustran la presencia de dos sectores subsidentes separados por uno de levantamiento. Uno de estos sectores subsidentes ya es conocido como tal desde antiguo (Chevalier, 1909) y que corresponde a la fosa tectónica de la Seu d’Urgell, mientras que el otro sector subsidente (cubeta de Andorra la Vella y Escaldes-Engordany) ha sido reconocido recientemente como tal por Turu y Planas (2005).

El sector que experimenta un levantamiento relativo es pues el comprendido entre Anserall y La Margineda. Este sector, que abarca los valles del Valira del Alt Urgell así como el sur del Principado de Andorra, presenta manifestaciones morfológicas que pueden relacionarse con este tipo de deformación positiva. Por una parte, aparecen fuertes incisiones fluvio-torrenciales, que han llevado a autores como Chevalier (1925) y Llobet (1947) a considerar que nunca este sector fue retocado por los hielos glaciares. En este sentido podemos observar una serie de torrentes encajados (Fontaneda, de Aubinyá, de Llumaneres) y de desfiladeros (río de Os de Civís y río de Civís, Figura 13) anejos al valle principal, ya de por si muy angosto (Figura 14), y que refleja una rápida incisión fluvial. En ciertos casos se aprecia una importante sinuosidad de los desfiladeros, como es el caso del río de Os de Civis, así como importantes curvaturas del cauce de los torrentes encauzados (torrente de Aubinyá y torrente de Fontaneda). Posiblemente estos importantes encajamientos estén reflejando el levantamiento que experimenta el río Valira entre la confluencia con el Segre y la cubeta de Andorra la Vella, no dando tiempo a la regularización de las vertientes que son incididas por los cursos de agua existentes.

Tal como sugiere la cartografía del relleno fluvial (Figura 15) las dos zonas subsidentes identificadas presentarían fallas. En el caso de la fosa del Urgellet este movimiento se observa al delimitar la posición de las zonas elevadas (pequeños horsts) respecto a las deprimidas (grabens de reducidas dimensiones); las primeras corresponden a afloramientos del Paleozoico alineados de NE a SW mientras que las segundas a afloramientos con depósitos fluviales, zonas deprimidas en el Neógeno (Mare de Dèu de la Trobada) y zonas con basculamiento del Neógeno (Torre Solsona, afloramiento 2). En el caso de Andorra la Vella y Escaldes-Engordany, el contacto del granito con su encajante muestra cartográficamente movimientos dextros en los límites de la zona subsidente (Vall d’Enclar y en Engordany). A partir del juego de estas fallas de rumbo se puede reconstruir la traza de los principales esfuerzos del sector (Figura 15), de forma que entre los dos sectores subsidentes existiría una zona de compresión que produciría su elevación. Es justamente en este sector entre las dos fosas tectónicas que los torrentes y ríos afluentes del Valira, y de igual forma el cauce del mismo Valira, se encuentran muy encajados respecto a relieves de ladera más o menos aplanados, siguiendo un esquema de amplias plataformas de suave pendiente, que a media ladera quedan limitadas por estrechos desfiladeros y barrancos. Su elevación se ha podido estimar de forma relativa en el sector del río de Os de Civís, donde partiendo de una datación radiocarbónica efectuada en la base del antiguo lecho fluvial


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suspendido 5 m (4.560-4.410 cal BP, ß-198807, afloramiento 57b), se obtiene un valor aparente de 0’11 cm/año e implicaría que el movimiento continúa siendo activo. Para Calvet (1999) la edad de las últimas manifestaciones tectónicas generalizadas en los Pirineos Orientales datarían del Pleistoceno medio, mientras que aquí se observa que todavía son activas.

CONCLUSIONES

En el conjunto de terrazas de los ríos Segre-Valira en el Urgellet se pueden distinguir un grupo de terrazas altas y otro grupo que se sitúa a cotas inferiores conformando las terrazas bajas. El grupo de terrazas altas ha sido incluido en cartografías anteriores como pertenecientes al Plioceno (Hartevelt, 1970), no obstante éstas se individualizan del relleno detrítico neógeno de la fosa del Urgellet por presentar un mayor contenido de clastos graníticos, un mayor tamaño de los mismos, una morfología de los cantos diferente (rasgos glaciares) y las asociaciones de facies son similares a las observadas en el grupo de terrazas bajas.

Los niveles de terraza presentan uno o varios ciclos granodecrecientes en los cuales se pueden distinguir dos facies sedimentarias, en la base facies de tipo fluvioglaciar asociados a complejos morrénicos frontales dominados por las aguas de fusión (tipo C de Krzyszkowki y Zieliñski, 2002), y hacia el techo facies de menor o nulo influjo glaciar asociado a una dinámica fluvial de baja sinuosidad, similar al descrito por Bridge et al. (1986). En este sentido hay que mencionar que la mayoría de los niveles de terraza están ligados aguas arriba con la presencia de tills glaciares, y siguiendo el modelo clásico de Penck y Brückner (1909) hay que atribuirles la misma edad que a las terrazas, concretamente a aquellas de facies fluvioglaciar.

En todas las terrazas se observa una relación de competencia con los sedimentos de vertiente por dominar el fondo del valle, siendo ésta últimas las que terminan por progradar a las primeras cuando el régimen aluvial pasa a ser fluvial, hecho que implica la formación de importantes aportes laterales por una baja capacidad de remoción del río; hechos similares han sido interpretados por Coulthard et al., (2005) como un cambio de las condiciones climáticas. Por otro lado se observa claramente el mayor desarrollo del frente de alteración para el grupo de terrazas altas respecto al grupo de terrazas bajas, aunque dentro de este último grupo de terrazas también se observan diferentes estadios de alteración. Siguiendo las ideas de Sancho et al (2004) para los ríos Cinca y Gállego, sobre la dependencia entre alteración y edad del depósito, se podría asignar al grupo de terrazas altas edades del orden de 750 Ka (Pleistoceno medio-inferior).

En todo ese tiempo los sedimentos de las terrazas fluviales han registrado las inestabilidades del sector, pudiéndose identificar dislocaciones, discordancias angulares, fallas y cicatrices antiguas fosilizadas por sedimentos de pendiente, dado que en el lugar de estudio existen al mismo tiempo zonas subsidentes y zonas que experimentan levantamiento. Los sectores que muestran subsidencia presentan un relleno sedimentario importante (Andorra la Vella y el Urgellet), mientras que la zona situada entre los sectores subsidentes experimenta levantamiento y se han generado importantes encajamientos de torrentes, formando estrechos desfiladeros, como es el caso del río Valira y sus afluentes entre Anserall y La Margineda.

La actividad tectónica del sector se puede calificar de “activa” ya que la deformación positiva estaría elevando a un ritmo de 1,1 mm/año el sector que quedaría comprendido entre sectores subsidentes. La formación de pequeños grabens intramontañosos como el de Andorra la Vella, y posiblemente sea también el caso del valle de Rialp en donde Turu y Planas (2005) han identificado fenómenos subsidentes similares, que estarían relacionadas con la actividad tectónica en la fosa del Urgellet.


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REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS

Birkeland, P.W., 1999. Soils and Geomorphology. New York: Oxford University Press. 430p

Bridge, J.S., Smith, N.D., Trent, F., Gabel, S.L, y Bernstein, P., 1986. Sedimentology and morphology of a low-sinuosity river: Calamus River, Nebraska Sand Hills. Sedimentology, 33, 851-870

Chevalier, M. 1909. Note sobre la Cuencita de la Seo de Urgel. Bull. Soc. Géologique de France. 4º-5º Tomo IX y Tomo X,

Chevalier, M. 1924. Contribution a l’étude des Pyrénées, note sur les terrains Néogenes des Vallées du Valira. Butll. de la I.C.H.N., Vol. IV, Nº 9 (Octubre), 177-190

Chevalier, M. 1925a. Andorra. Chambéry: Dardel, 106p.

Coulthard, T.J., Lewin, J., Macklin, M.G., 2005. Modelling differential catchment response to environmental change. Geomorphology, 69, 222-241

Hartevelt, J.J.A. 1970. Geology of the upper Segre and Valira valleys Central Pyrenees, Andorra/Spain. Sheet 10, Leidse Geol. Med., 45, 167-236

Imbrie, J. y Imbrie, K.P. 1994. Ice ages, solving the mystery. London: Harvard University Press, 224p.

Krzyszkowskq, D. y Zieliñski, T., 2002. The Pleistocene end moraine fans: controls on their sedimentation and location. Sedimentary Geology, 149, 73-92

Nussbaum, F. 1934. Die seen der Pyrenäen. Berna: Mitt. Nat. Ges., 184 p,. Traducción catalana de Solé. L.: Els llacs dels Pirineus segons Nussbaum, Butll. de la I.C.H.N., Vol. XXXVI, IIon trimestre, Barcelona 1936, 107-115

Nussbaum, F., 1956. Observations morphologiques dans la region de la Noguera Pallaresa. Pirineos. XII. Núms. 39-42, 57-99

Llobet, S., 1947. El medio y la vida en Andorra, estudio geográfico. CSIC Inst. Juan Sebastián Elcano-Estación de estudios pirenaicos. Barcelona, 347p.

Panzer, W. 1926. Talentwicklung und eiszeitklima im nordöstlichen Spanien. (Traducción de Teresa Michels) Abhand. den Senckenberg. Naturs. Ges., Bd. 39, Heft 2, 141-182

Penck, A. y Brückner, E., 1909. Die Alpen im Eiszeitalter. Tauchnitz, Leipzig

Peña, J.L., Sancho, C., Lewis, C., McDonald, E.y Rhodes, E 2003. Las morrenas terminales de los valles glaciares del Gállego y Cinca (Pirineo de Huesca). Datos cronológicos. Bol. Glaciológico Aragonés, 4, 91-109.

Peña, J.L., Sancho, C., López, M., Morín, J., Carbonell, E., Rodríguez, X.P., Escolà, M., Fernández, C., Gallart, J., Sánchez, F., Velázquez, R. y Rubio, V. 2004. Los yacimientos paleolíticos del valle de La Femosa (Lleida) en su contexto geomorfológico y arqueológico. In: N. Ferreira (Ed.). O Paleolítico. IV Congresso de Arqueología Peninsular. Universidade de Algarve. Algarbe, pp. 321-334

Peña, J.L., Lewis, C., McDonald, E., Rhodes, E. y Sancho, C., 2004. Ensayo cronológico del Pleistoceno medio-superior de la cuenca del río Cinca (Pirineos y Depresión del Ebro). In Benito, G. y Díez.Herrero, A. (Eds.) Contribuciones recientes sobre Geomorfología (Actas VIII Reunión Nac. de Geomorfología. Toledo). SEG y CSIC. Madrid, pp 165-172.

Sancho, C., Peña, J.L., Lewis, C., McDonald, E. y Rhodes, E., 2004. Registros fluviales y glaciares cuaternarios de las cuencas de los ríos Cinca y Gállego (Pirineos y Depresión del Ebro). In: Colombo, F, Liesa, C.L., Meléndez, G., Pocoví, A., Sancho, C. Y Soria, A.R. (Eds) Geo-Guías 1. Itinerarios Geológicos por Aragón (VI Congreso Geológico de España). Sociedad Geológica de España. Zaragoza, pp. 181-205

Turu, V., 1994. Datos para la determinación de la màxima extensión glaciar en los valles de Andorra (Pirineo Central). Geomorfología en España, T 1, Logroño, España, pp. 256-273.

Turu, V., 1997. Els sistemes geològics. Roc d’Enclar, Transformacions d’un espai dominant, S.IV-XIX, Monografies del Patrimoni Cultural d’Andorra número 4, Andorra, pp 68 -79

Turu, V. y Planas, X., 2005. Inestabilidad de vertientes en los valles del Valira. Datos y dataciones para el establecimiento de una cronología, posibles causas. Andorra y Alt Urgell (Pirineos Orientales). Simposio de Inestabilidades de Vertientes y Taludes. Valencia, España, pp. 795-802


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FIGURAS:

Pongan las figuras después de las siguientes páginas:

Figuras 1-5, detrás de pág. 3

Figuras 6-11, después de pág. 5

Figuras 12-15, después de pág. 7

Prades

Perpignan

FiguerasRipoll

PuigcerdaLa Seu

d’Urgell

Andorra

Ax les Thermes

N

0 15 30 Km

PIRINEOS

Zaragoza

Barcelona

N

CUENCA DEL EBRO

Lleida

Perpignan

Andorra

Segre

Sistema Segre-Valira

Pardinoves

Mare de Dèude la

Trobada

1

2829

303

4

56 78

99

16

16

16

25

25

31

1011

1715

12

1318

14

19

19 20

2221

23

2427

26

232

33

34

32

33

32

33

0

35

39a39b

37

38

36

Arfa

40

41a

44

41b

42a42b

43

45

33

40

46

47

48

4950a

51

52

54

55

56

57

58(59)

50b53

61

Anserall

Calvinyà

La Seu d'Urgell

Ballestar

Aravell

AeròdromMonferrer

Castellciutat

Parróquiad'Ortó

Pla de Sant Tirs

Adrall

Sant PereCodinet

Les Garbes

Coscollera

Noves deSegre

Castellarde Tost

La Llosa

Pont de la Torre

La Reula

Torrent del'Enrraulador

Cantallops

Serrad'Aravell

Vilamitjana

Llavaners

Serratdel Molí

Benavarri

Tossal de Bordar

Roc de l'ÀligaMorters

Niort

Pont Trencat

El Rebollar

BordaColl

Querols de Ponts

Cal Cotet

Arduix

Argolell

Coll Peixader

1200

Serra deNabiners

Riu de Civís

Rius de la Guardiai de Pallerols

Riu Cabó

FRONTERA

ANDORRA ALT URGELL

Figura 9

Figura 10

Figura 11

Figura 12

Figura 13

Figura 14

N

Falla observada

PaleozoicoMesozoicoContacto

Leyenda

Figura 1

Figura 3

Figura 4

Figura 5

SV-T5 La Seu d'Urgell

SV-T4 en la N145 enfrente de Anserall

Figura 2

Figura 6

Figura 7

Figura 8

SV-T3 Gravera de Coscollera, entre Noves de Segre y Pla de Sant Tirs

SV-T2

SV-T2 Subiendo hacia la urbanización Balcó del Pirineu.Afectación de la terraza por un deslizamiento

S-N

55 m

Onlap

Frente

oxidaciónde

Facies C1bFacies

C2b

Fe+++

Parte alta de la Urbanización Balcó del Pirineu

1,0 - 0,4 mm/a

4,8? - 1 mm/a

0,5 - 0,16 mm/a

SV-T3 - SV-T4- 20 m

125 Ka - 80/60 Ka

+ 22 men 4.5 Ka / 18 Ka

SV-T3 - SV-T4- 40 m

120 Ka - 80/60 Ka

Planicies a media vertiente y rio de Civís encajadoFrente de alteraciónde óxidos de hierro

N145<-Andorra

La Seu d'Urgell ->

8 m

4 m

Rio Valira a su paso por el angosto valle de Sant Julià de Lòria

Original de Turu (1997)

Escaldes desde Can Noguer

Vista del Urgellet desde el Pla de les Forques ,lugar donde reposan los sedimentos de la SV-T1

E - W

S - N

Gravas y bloques gruesamente imbricados

Estratificación cruzada planar

Ripples de correiente Arenas conlaminación planoparalela

Paleocanalescon baseerosiva

SV-T3 al pié de la N260 entre Adrall y la Parróquia d'Ortó

SSW-NNE

SV-T2 en la gravera clausurada del Aeródromo de Montferrer

La Seu

Niort

Argole ll

1200

Rio Civís

Aravell

Noves deSegre

Esquema tectónico

Anserall

La Seu d'Urgell

Pla de Sant Tirs

Adrall

Niort

Argole ll

1200

Riu de Civís

Falla d'Ortedó

Aravell

Noves deSegre

Elevación(Compresión?)

Distensión (Graben)

Distensión(Graben)

Adrall

Pla de Sant Tirs

Anserall

Rio Os de Civís

Prismasubsidente

Fallasupuesta

Fallaobservada

Falla d'Ortedó

Figura 15

60

Pardinoves

Mare de Dèude la

Trobada

1

2829

303

4

56 78

99

16

16

16

25

25

31

1011

1715

12

1318

14

19

19 20

2221

23

2427

26

232

33

34

32

33

32

33

0

35

39a39b

37

38

36

Arfa

40

41a

44

41b

42a42b

43

45

33

40

46

47

48

4950a

51

52

54

55

56

57

58(59)

50b53

61

Anserall

Calvinyà

La Seu d'Urgell

Ballestar

Aravell

AeròdromMonferrer

Castellciutat

Parróquiad'Ortó

Pla de Sant Tirs

Adrall

Sant PereCodinet

Les Garbes

Coscollera

Noves deSegre

Castellarde Tost

La Llosa

Pont de la Torre

La Reula


Cantallops

Serrad'Aravell

Vilamitjana

Llavaners

Serratdel Molí

Benavarri

Tossal de Bordar


Niort

Pont Trencat

El Rebollar

BordaColl

Querols de Ponts

Cal Cotet

Arduix

Argolell

Coll Peixader

1200

Serra deNabiners

Riu de Civís


Riu Cabó

FRONTERA

ANDORRA ALT URGELL

Figura 9

Figura 10

Figura 11

Figura 12

Figura 13

Figura 14

N

Falla observada


Leyenda

Figura 1

Figura 3

Figura 4

Figura 5



Figura 2

Figura 6

Figura 7

Figura 8


SV-T2

Coluvial

Aluvial

Material vertido

Cambiolateral

de facies

500 m

740 m-

700 m-

S - N



2m

Frente de alteraciónen óxidos de hierro

-CO3

Fe+++

Frente de alteraciónen carbonatos

E-W

1,0 - 0,4 mm/a

4,8? - 1 mm/a

0,5 - 0,16 mm/a

SV-T3 - SV-T4- 20 m

125 Ka - 80/60 Ka

+ 22 men 4.5 Ka / 18 Ka

SV-T3 - SV-T4- 40 m

120 Ka - 80/60 Ka

Granito

Falladextra Enclar

Roc d'Enclar

Bony de la Pica

Planicies a media vertiente y rio de Civís encajado




Movimiento de las principales fallas

SW -NE

Pic d'Enclar

Solà d'Engordany

Valle del Valiradel Nord

Andorra

TorreSolsona

Castellciutat Castell

Parróquiad'Ortó

AeródromoPla de Sant TirsArfa

Montferrer

Urb. Balcódel Pirineu

Neógeno inclinado hacia el SE

Serra del Molí

Ciudadelamilitar

Mare de Dèude la Trobada

(Afl. 4) (Afl. 9)

(Afl. 8 y 7)

(Afl. 2)

(Afl. 12)

(Afl. 31)

Adrall

(Afl. 25)


E - W


SSW-NNE


Gravas y bloquesverticalizados

Coluviones

Limos con abundantesgravas i bloques de

litologia local yangulosos

Gravas rodadase imbricadas

Actual canchal de gravaspertenecientes al nivel

de terraza superior

4 m

La Seu

Niort

Argole ll

1200

Rio Civís

Aravell

Noves deSegre

Esquema tectónico

Anserall

La Seu d'Urgell

Pla de Sant Tirs

Adrall

Niort

Argole ll

1200

Riu de Civís

Falla d'Ortedó

Aravell

Noves deSegre



Distensión(Graben)

Adrall

Pla de Sant Tirs

Anserall

Rio Os de Civís

Prismasubsidente

Fallasupuesta

Fallaobservada

Falla d'Ortedó

Figura 15

60

Pardinoves

Mare de Dèude la

Trobada

1

2829

303

4

56 78

99

16

16

16

25

25

31

1011

1715

12

1318

14

19

19 20

2221

23

2427

26

232

33

34

32

33

32

33

0

35

39a39b

37

38

36

Arfa

40

41a

44

41b

42a42b

43

45

33

40

46

47

48

4950a

51

52

54

55

56

57

58(59)

50b53

61

Anserall

Calvinyà

La Seu d'Urgell

Ballestar

Aravell

AeròdromMonferrer

Castellciutat

Parróquiad'Ortó

Pla de Sant Tirs

Adrall

Sant PereCodinet

Les Garbes

Coscollera

Noves deSegre

Castellarde Tost

La Llosa

Pont de la Torre

La Reula


Cantallops

Serrad'Aravell

Vilamitjana

Llavaners

Serratdel Molí

Benavarri

Tossal de Bordar


Niort

Pont Trencat

El Rebollar

BordaColl

Querols de Ponts

Cal Cotet

Arduix

Argolell

Coll Peixader

1200

Serra deNabiners

Riu de Civís


Riu Cabó

FRONTERA

ANDORRA ALT URGELL

Figura 9

Figura 10

Figura 11

Figura 12

Figura 13

Figura 14

N

Falla observada


Leyenda

Figura 1

Figura 3

Figura 4

Figura 5



Figura 2

Figura 6

Figura 7

Figura 8


SV-T2


Bloques -CO3

2m

N - S


1,0 - 0,4 mm/a

4,8? - 1 mm/a

0,5 - 0,16 mm/a

SV-T3 - SV-T4- 20 m

125 Ka - 80/60 Ka

+ 22 men 4.5 Ka / 18 Ka

SV-T3 - SV-T4- 40 m

120 Ka - 80/60 Ka

Planicies a media vertiente y rio de Civís encajado

Ruptura de pendientePlanicies Desfiladero

La Farga de Moles


Sant Julià de LòriaRocafort

Serra d'Enclar

Sant Martí

Rocd'Enclar

Torrente deFontaneda




E - W


SSW-NNE


La Seu

Niort

Argole ll

1200

Rio Civís

Aravell

Noves deSegre

Esquema tectónico

Anserall

La Seu d'Urgell

Pla de Sant Tirs

Adrall

Niort

Argole ll

1200

Riu de Civís

Falla d'Ortedó

Aravell

Noves deSegre



Distensión(Graben)

Adrall

Pla de Sant Tirs

Anserall

Rio Os de Civís

Prismasubsidente

Fallasupuesta

Fallaobservada

Falla d'Ortedó

Figura 15

60

las terrazas fluviales del sistema segre-valira (andorra- la seu d

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