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S-2 3er Simposio de Movimientos en Masa en la Regin Andina
999
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Outburst flood histrico de la laguna Derrumbe, Cholila,
Chubut.
Bruno Colavitto1*, Daro Orts2 y Andrs Folguera2. 1Departamento
de Cs. Geolgicas, Facultad de Ciencias Exactas y Naturales,
Universidad de Buenos Aires. 2Instituto de Estudios Andinos.
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales, Universidad de Buenos
Aires.
* E-mail: [email protected]
Resumen. La laguna Derrumbe, ubicada en los Andes Norpatagnicos,
se encuentra contenida en un circo glaciario y endicada por una
morena frontal del glaciar homnimo. Reconocimientos de campo han
permitido describir a un importante depsito rocoso que se halla
aguas abajo de la misma, el cul es interpretado como un depsito de
outburst flood. Este depsito es producto de una rotura parcial que
sufri la morena, entre la dcada del 50 y del 60, lo que desat una
inundacin sbita aguas abajo de la laguna, a travs del valle del ro
Tigre. Las causas de este proceso podran estar relacionadas al
retroceso glaciar y/o a factores sismolgicos.
Palabras Clave: Cambio climtico, Andes Patagnicos, remocin en
masa, sismos.
1 Introduccin
La zona de estudio se ubica a 50 km de la localidad de Cholila
sobre la vertiente argentina de la cordillera, a los 42 26S y 72O.
La geologa del rea se encuentra dominada por rocas cretcicas a
miocenas pertenecientes al Batolito Andino Patagnico, compuesto por
tonalitas, granodioritas y granitos calco-alcalinos (Herv et al.,
2007). El batolito es expuesto mediante un corrimiento con
vergencia oriental en la zona interna cordillerana a estas
latitudes. Aguas abajo a travs del valle del ro Tigre comienzan a
aflorar secuencias volcnicas jursicas y cretcicas correspondientes
a la Fm. Lago La Plata (Fm. Ibaez) y al Grupo Divisadero
respectivamente.
La laguna Derrumbe se encuentra contenida entre un circo
glaciario y el dique mornico correspondiente a la morena frontal
del glaciar Derrumbe (Figura 1). Aguas abajo de la laguna se
observa un importante depsito de bloques con pice hacia aguas
arriba, interpretado como un depsito de Glacier Lake Outburst Flood
(GLOF), producto de la rotura parcial de la morena. Este depsito es
mencionado inicialmente en un informe interno realizado por la
Direccin General de Bosques y Parques del Chubut (2007) donde se
supone al evento como histrico, pero sin asignarle una edad
precisa.
La figura 2 muestra el depsito de outburst flood, constituido
por clastos de rocas granticas del Batolito Patagnico, cuyos tamaos
varan entre tamao bloque (algunos con dimetro de hasta 1,5 m) y
tamao arena media a gruesa. El depsito interrumpe violentamente
la
vegetacin del rea, encontrndose entre los clastos numerosos
troncos y ramas fracturados, evidenciando la accin de un flujo de
alta energa. Sobre el depsito se observ el crecimiento de algunos
ires y lengas lo que indic en un principio que se trataba de un
depsito relativamente joven, de unas pocas decenas de aos, en
proceso de colonizacin por parte de la vegetacin.
Figura 1. Laguna Derrumbe y su dique mornico.
Figura 2. Depsito de outburst flood visto desde el este.
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2 Caracterizacin del fenmeno
2.1 Determinacin temporal y potencial magnitud
Considerando al evento como histrico se trat de circunscribirlo
mejor temporalmente. Para esto se obtuvieron fotografas areas del
Departamento de Fotogrametra del SEGEMAR, tomadas en 1952 por el
IGM. En las mismas no se observan indicios del depsito de outburst
flood. As se determin una edad mxima para el fenmeno. Luego se
analiz un informe del Centro Cultural Argentino de Montaa (ver
referencias), correspondiente a una expedicin de montaistas que
visitaron la zona en el verano del ao 1964. En este informe si se
da cuenta de la existencia del depsito para aquella poca, lo cual
permiti acotar su origen entre los aos 1952 y principios de
1964.
De esta manera se ubica preliminarmente a la ocurrencia a lo
largo de un perodo de 12 aos, para lo cual se colectaron
testimonios de habitantes de la zona. Resulta interesante para
entender la real magnitud del proceso destacar el testimonio de
Ariel Suarez, habitante de Cholila y gua turstico en el ro Tigre,
quin menciona: la gente que vivi entre el 50 y el 60 habla de una
gran inundacin, como si se hubiera taponado el ro y luego
reventado, escuchndose un estruendo. Los pobladores cuentan tambin
que murieron animales e incluso algunos se encontraron colgando de
los rboles.
Puesto que en la poca no exista el nivel de desarrollo
poblacional e infraestructural que actualmente existe en el valle
del ro Tigre, los daos sufridos fueron bajos. Pero es importante
destacar que procesos de estas magnitudes pueden constituir
importantes riesgos para el rea.
2.2 Posibles desencadenantes climticos y sismolgicos
En el hemisferio sur, y en particular en la Cordillera
Patagnica, se observa un importante retroceso de los frentes de los
glaciares desde principios del siglo pasado (Masiokas et al., 2008;
2010). Este retroceso generalizado coincide con el fin de la Pequea
Edad Glaciar, hacia 1850 (Rabassa, 2010) y se puede vincular a
desequilibrios en el balance entre las precipitaciones y las
temperaturas del rea. Para el perodo 19511964, Masiokas (2008) y
Fundacin e Instituto Torcuato Di Tella (2006) coinciden en que, en
la regin, las precipitaciones durante las estaciones fras
estuvieron por debajo de la media y las temperaturas de las
estaciones clidas por encima, como se puede observar en la figura
3. Esto se traduce en inviernos secos y veranos clidos, lo que
favorece el retroceso de los glaciares.
Factores sismolgicos tambin pueden resultar clave para disparar
este tipo de procesos. En el perodo en cuestin han ocurrido sismos
de variada magnitud y profundidad,
entre los cuales se destaca el gran terremoto de Valdivia. Este
evento ocurri el 22 de Mayo de 1960 con una magnitud de Mw 9.5 y
tuvo una zona de ruptura cercana a los 1000 km de longitud
(Cifuentes, 1989). Al mismo se asocian deslizamientos subcueos en
los Lagos Nahuel Huap, Puyehue y submarinos en el fiordo de
Reloncav, as como numerosos deslizamientos subareos de variada
magnitud (Chaprn et al., 2006).
Figura 3. Variaciones de precipitaciones y temperatura, referida
al perodo 1961-1990. Modificada de Masiokas et al. (2008)
3 Discusin y conclusiones
La ruptura del dique mornico de la laguna Derrumbe en principio
fue inducida por el retroceso del glaciar asociado. En la figura 4
se compara una imagen actual con la fotografa de 1952, donde se ve
que en 12 aos el glaciar retrocedi alrededor de 800 metros,
favorecido por las condiciones meteorolgicas, dando origen a la
laguna. La fotografa del SEGEMAR adems muestra que el glaciar no se
haba retirado y se encontraba cubierto de detritos.
Una vez formada la laguna los disparadores potenciales pueden
haber sido varios e inclusive una combinacin de los mismos. Entre
los ms probables se postula el mecanismo de erosin retrocedente que
puede generarse en el canal de outflow. Este proceso puede verse
favorecido por la cada de grandes volmenes de roca, hielo o nieve
en el cuerpo de agua que produzcan una ola que aumente el poder
erosivo del flujo en dicho canal (Costa y Schuster, 1988).
La laguna Derrumbe se encuentra confinada a taludes rocosos de
pendientes muy abruptas, de ms de 50. Estas pendientes no permiten
que se desarrollen procesos gravitacionales importantes, puesto que
no dan lugar a la acumulacin de detritos, como de nieve o hielo.
Por lo tanto, los deslizamientos asociados a la removilizacin de
material desde estos taludes, no constituiran una de las
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causales ms probables para disparar la ruptura del dique en este
tipo de lago (Osti et al., 2011).
Figura 4. a) Fotografa area tomada en 1952. b) Imagen Google
Earth, con fecha 2009.
Por su parte, las condiciones ssmicas de la zona y, en
particular, el gran sismo de Valdivia de 1960, pudieron haber
afectado directa o indirectamente en la ruptura, provocando
derrumbes desde el glaciar superior o deslizamientos en la morena
(Osti et al., 2011). Gran parte de los sismos ocurridos en el
perodo 19521964 tendran la magnitud suficiente como para
desequilibrar la morena contenedora.
Por ltimo, queda por indicar que la planicie aluvial del ro
Tigre, que se extiende desde el depsito estudiado hasta la
denominada estrechura, podra representar la proyeccin aguas abajo
del outburst flood. Esta posibilidad se asienta en su carcter
monolitolgico (clastos del Batolito Patagnico), sin la presencia de
detritos provenientes de los tributarios circundantes que se
enmarcan en rocas volcnicas mesozoicas. La dilucidacin de esta
posibilidad es vital para la determinacin del alcance del GLOF en
cuestin. Por otra parte, las fotografas areas de 1952
muestran que esta planicie aluvial ya posea dimensiones
similares a las actuales, lo cual plantea una segunda hiptesis
relativa a una posible recurrencia de este fenmeno en la regin.
Futuras investigaciones deberan analizar pormenorizadamente este
punto.
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Nuevos estudios en los grandes movimientos en masa en la alta
cordillera de la cuenca del ro Maipo, Chile Central.
Stella M. Moreiras1, Sergio A. Seplveda2, Pablo Gonzlez2 1
CONICET. Unidad de geomorfologa. IANIGLA (CCT)
2 Departamento de Geologa. Universidad de Chile.
* E-mail: [email protected]
Resumen. El presente trabajo geomorfolgico consta de una revisin
sistemtica de los depsitos caticos identificados a lo largo del
valle de los ros Volcn y Yeso en la Cuenca del Ro Maipo (33 LS),
atribuidos a grandes movimientos en masa. La gnesis de estos
depsitos ha sido ambiguamente atribuida a morrenas o procesos de
remocin en masa dependiendo de los diferentes autores.
Palabras Claves: geomorfologa, procesos de remocin en masa,
glaciaciones
1 Introduccin
La zona central de los Andes chilenos est caracterizada por un
relieve abrupto con fuertes pendientes donde se han descrito
numerosos deslizamientos (Hauser, 2000; 2002; Antinao 2008; Antinao
y Gosse 2009). Muchos de estos depsitos originariamente fueron
atribuidos a una gnesis glacial (e.g. Thiele, 1980) cambiando
drsticamente su interpretacin a colapsos de laderas ms tarde en el
lapso de una dcada (Abele, 1984; Moreno et al., 1991; Chiu, 1991).
Como resultado los mapas generados por los diversos autores
muestran a los mismos depsitos caticos mapeados como morrenas luego
clasificados sistemticamente como procesos de remocin en masa,
descartando as la posibilidad de una co-existencia de ambos
procesos geomorfolgicos en los respectivos valles. De esta manera,
en las versiones ms recientes se desestima por completo la
preservacin de registros climticos hasta en los sectores ms altos
de los valles andinos.
2 Objetivos
El estudio consisti en revisar en forma sistemtica y detallada
los depsitos caticos identificados previamente a fin de poder
dilucidar la gnesis de los mismos, siendo este aspecto fundamental
para conocer la evolucin geomorfolgica de los valles de los ros
Volcn y Yeso. Los procesos glaciarios se vinculan a cambios
climticos globales; mientras que los grandes movimientos de laderas
han sido ms bien asociados a la sismicidad cortical que caracteriza
esta porcin de los
Andes (Antinao y Gosse, 2009; Seplveda, 2011; Seplveda et al.,
2012).
3 Metodologa
Se definieron las principales unidades geolgicas y
geomorfolgicas identificables a escala 1:20.000 en terreno,
enfocndose principalmente en la descripcin de las caractersticas de
los depsitos no consolidados: facies granulomtricas, dimensiones,
morfologa y litologa predominante en los clastos. Se establecieron
edades relativas en funcin de las relaciones estratigrficas entre
los diferentes depsitos.
4 Resultados
Dentro de la serie de grandes bloques alojados en la confluencia
del estero Morado con el ro Colina, en el flanco oeste del volcn
San Jos (33 42LS), descrita ambiguamente como complejo La Engorda
(Antinao, 2008), se identificaron una superposicin de eventos de
diferentes orgenes (Fig. 1a). Se diferenciaron dos niveles de
morrenas laterales y una morrena basal en la confluencia entre
ambos ros que estara vinculada a los depsitos lacustres datados
24.50.4 14C ka (Moreno et al., 1991). Dentro de los depsitos
asociados a procesos de remocin en masa fue posible identificar 4
eventos sucesivos mayores asociados a grandes avalanchas de roca
(>106 m3) que habran ocurrido durante el perodo Pleistoceno
superior tardo Holoceno. Estratigrficamente estos eventos son ms
jvenes que la morrena mencionada. Posiblemente estos colapsos
fueron activados por eventos ssmicos de baja profundidad (Antinao y
Gosse, 2009), lo cual es adems sugerido por su cercana a la falla
El Diablo, ubicada a no ms de 4 km de la mayora de las zonas de
origen de los movimientos en masa, la que presenta indicios de
actividad actual (Gonzlez, 2010; Gonzlez et al., 2011).
El complejo El Morado (monumento nacional) (33 49- 70 03`) sobre
el Ro Morales se caracteriza por la presencia de bloques
redondeados a sub-redondeados con abundante presencia de estras
glaciares. Este depsito
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datado por edades cosmognicas 10.40.2 cal ka y 19.00.3 cal ka
(Antinao y Gosse, 2009) se interpreta como una morrena de ltimo
Mximo Glacial. Este antiguo glaciar habra confluido en el valle del
ro Volcn junto con al glaciar que provena de valle arriba cuya
existencia se evidencia con la preservacin de la Morrena Lo Valds
(refugio alemn) (Fig. 1a).
El depsito del Mesn AltoYeso ((33 39- 70 06`) corresponde
efectivamente a una avalancha de rocas generada desde el Cerro Mesn
Alto (5257 m snm) sobre la ladera sur del valle en El Yeso (Abele,
1984), pero est lejos de ser un depsito monolitolgico. Presenta
granodioritas, andesitas, basaltos y brechas volcnicas. Su depsito
datado en 4.5 4.7 cal Ka alcanza un volumen de 4.5 mil millones de
m3 (Antinao y Gosse, 2009); sin embargo, el rea de arranque no
concuerda con el volumen del depsito. Se presume que la avalancha
se deposit sobre un antiguo complejo morrnico instalado en la
confluencia de los valles del Yeso y de la Laguna Negra. Estos
depsitos habran impedido que el flujo distal de la avalancha
viajara aguas arriba hacia los valles mencionados haciendo un
efecto de amortiguador y desacelerador de la masa que slo viaja 4
km aguas abajo del valle, un recorrido pobre para el volumen
estimado y la trayectoria vertical recorrida por la masa detrtica
(H= 2550 m). Esta hiptesis se sustenta con la presencia de rodados
morrnicos descritos por Abele (1984) que se preservaron en la base
del depsito en el borde de la Laguna del Embalse El Yeso. Ormeo
(2007) tambin describe una franja de depsitos morrnicos en el
contacto del depsito Mesn Alto-El Yeso con la Laguna Negra. En
inspecciones de campo pudo verificarse la presencia de estos
depsitos de origen glaciar y la presencia de afloramientos de la
Formacin Abanico en el sector SO hacia la Laguna Encaado. Asimismo
se detect la presencia de dos tipos de rocas granodiorticas en los
bloques del depsito. Una granodiorita asociada a bloques ms
frescos, caracterizada por la presencia de xenolitos y abundante
biotita, y otra ms meteorizada prcticamente desintegrada.
Posiblemente esto responda a procedencias distintas ya que en la
zona aflora un cuerpo granodiortico en el cerro Mesn Alto y hacia
el norte de la Laguna Negra se encuentra el Plutn La Gloria. De
comprobarse esto, actualmente en estudio petrogrfico y geoqumico,
sera ms plausible explicar un contexto glaciar para los depsitos
basales del complejo Mesn Alto-El Yeso, aunque lo ms probable es
que la avalancha de rocas removilizara parte del material morrnico.
Estos resultados permitiran posiblemente explicar el espesor de ca.
400 m estimado por gravimetra para el material catico el Mesn
Alto-El Yeso (Marangunic y Thiele, 1971).
Ms complejo an es tratar de explicar la disposicin caprichosa de
bandas litolgicas en forma perpendicular al vector de
desplazamiento de la masa detrtica. En un depsito con supuesto
comportamiento catico, existe una alternancia de bandas con
predominancia de bloques
de granodioritas (Gr) y otras con rocas andesticas en mayora
(An) (Fig. 1b). Por otro lado, existen sectores con grandes bloques
(> 1m) y sectores con mayor porcentaje de matriz (Moreno et al.,
1991), donde se ha desarrollado un suelo superficial con vegetacin
xerfila (Coirn) generando un pseudo-bandeamiento en
foto-interpretacin (Abele, 1984).
5 Conclusiones
El presente estudio muestra claramente la necesidad de estudios
de detalle y multidisciplinarios de los depsitos cuaternarios de
los Andes Chilenos. La dificultad en la diferenciacin entre
depsitos glaciarios y procesos de remocin en masa en esta regin ha
sido ampliamente planteada por Abele (1984). A pesar de ello, 30
aos despus, sigue siendo una tarea pendiente.
References
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Figura 1. a- Bao Morales y Complejo la Engorda, en rojo se
indican los depsitos identificados como movimientos en masa, y en
verde los depsitos morrnicos; b- Avalancha de rocas de Mesn Alto-
El Yeso, en rojo se indican las zonas con dominio de bloques
granodiorticos (Gr) y en blanco donde predominan los bloques
andesticos (An).
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Evaluacin del Peligro de Remocin en Masa en el Deslizamiento de
San Jos de Maipo, Chile Central
Sergio A. Seplveda1+*, Sofa Rebolledo1+, Alejandro Alfaro1+,
Marisol Lara1+, Ricardo Moffat2+, David N. Petley3+ 1. Depto. de
Geologa, Facultad de Ciencias Fsicas y Matemticas, Universidad de
Chile. Plaza Ercilla 803, Santiago. 2. Depto. de Ingeniera Civil.
Fac. de Cs. Fsicas y Matemticas, Universidad de Chile. Blanco
Encalada 2002, Santiago. 3. Institute of Hazard, Risk and
Resilience, University of Durham, Durham DH1 3LE, United
Kingdom
+ Estudio desarrollado por la Secretara Regional Ministerial
Metropolitana de Vivienda y Urbanismo, Gobierno de Chile
* E-mail: [email protected]
Resumen. Se analiza el peligro de deslizamiento, flujos de
detritos y cadas de rocas en el cerro Divisadero de San Jos de
Maipo, considerado una zona de remocin en masa activa que implica
una situacin de riesgo a un centro hospitalario y viviendas
cercanas. Los resultados indican zonas de peligro alto y medio de
flujos de detritos, cadas de rocas y deslizamientos superficiales
de suelo que afectan de distinta manera la zona urbana, por lo que
se propone hacer modificaciones al Plan Regulador Comunal y se
sugieren medidas de mitigacin.
Palabras Claves: remocin en masa, peligro geolgico
1 Introduccin
En el marco de un estudio multidisciplinario de riesgo y
adecuacin del Plan Regulador Comunal de San Jos de Maipo en la zona
cordillerana de la Regin Metropolitana, desarrollado por la
Secretara Regional Ministerial Metropolitana de Vivienda y
Urbanismo (SEREMI Metropolitana MINVU, 2012), se realiz un estudio
de peligro de remociones en masa en el sector del cerro Divisadero,
ubicado sobre el sector de Villa Victoria (camino El Carmen) y el
centro hospitalario Sanatorio Elba Guarategua Pea del pueblo de San
Jos de Maipo (Figura 1a). Este lugar fue escenario de un
deslizamiento y flujos detrticos generados por lluvias el ao 1997 y
eventos posteriores de flujos y cadas de rocas, lo que junto con
observaciones de grietas de traccin son indicativos de diversos
escenarios de peligro de remocin en masa (Seplveda et al., 2009 y
sus referencias). Este trabajo resume los estudios geolgicos
realizados para el anlisis de amenazas de movimientos en masa en el
sector, los que fueron utilizados para la definicin de
recomendaciones para modificar el Plan Regulador Comunal y tambin
para realizacin de obras de mitigacin estructurales.
2 Metodologa
Se realizaron anlisis de cadas de rocas y de estabilidad de
laderas de equilibrio lmite con software para distintos escenarios,
utilizando datos de un levantamiento topogrfico de la ladera,
perfiles geofsicos y de dos calicatas en la zona superior y un
sondaje en la zona inferior del talud, que permitieron definir un
perfil del
suelo, con un espesor variable entre 5 y 11 m, y obtener datos
de resistencia a partir de ensayos. Los anlisis de estabilidad
consideraron escenarios ssmicos para 72 y 475 aos de periodo de
retorno y para un sismo en la vecina falla San Ramn (SEREMI
Metropolitana MINVU, 2012). Con un retroanlisis del deslizamiento
de 1997 se estimaron parmetros de resistencia para condiciones
saturadas. Para los flujos detrticos se estimaron volmenes para
distintos escenarios histricos de lluvia, con los cuales se estim
la extensin de los depsitos en la terraza fluvial ubicada al pie
del talud, considerando la topografa y la presencia de una fosa
excavada detrs del sanatorio, la cual requiere una extensin al sur
que fue incluida en los anlisis (Figura 1).
3 Resultados
Las observaciones de terreno muestran que la fuente principal de
material para la generacin de flujos de detritos se ubica al pie
del cuerpo del deslizamiento de 1997, donde hay abundante material
suelto de granulometra variable en alta pendiente. Se observa adems
las trayectorias de flujos recientes hacia las dos quebradas
laterales. La evaluacin de la peligrosidad de flujos originados por
lluvias intensas en esta zona (Figura 1b) indica zonas de Peligro
Alto en el rea fuente al pie del deslizamiento de 1997, las dos
quebradas laterales y zonas de derrame en el sector del camino El
Carmen y en el talud inferior a ste, hasta la fosa ubicada en la
terraza tras el sanatorio. El rea de Peligro Medio incluye la zona
superior de la ladera, sujeta a potenciales flujos menores
generados en el material suelto del deslizamiento; la ladera entre
ambas zonas de peligro alto; y la continuacin natural de la
trayectoria de los flujos en la terraza fluvial, segn la topografa.
En este caso, el peligro baja de Alto a Medio en la fosa
(incluyendo su extensin recomendada hacia el sur), la cual puede
capturar flujos menores a moderados, pero puede ser rebasada en
caso de flujos mayores, en especial si se generan en ambas
quebradas simultneamente. El material esperado que alcance esta
zona es de barro y bloques menores, pues el material ms grueso
debiera ser depositado en los quiebres de pendiente previos o en la
fosa. El Peligro Bajo considera reas aguas abajo de las zonas de
peligro medio, que solo seran alcanzadas en eventos de gran
volumen, eventualmente
1006
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sufriendo inundaciones de agua y barro. El rea involucra las
zonas distales de la terraza fluvial al pie de la ladera, el
escarpe de sta y las zonas aledaas de la terraza inferior. Los
anlisis indican que la ladera es susceptible a deslizamientos
traslacionales a rotacionales de baja profundidad de la capa
superior de suelo, de espesores variables afectando hasta el
contacto con la roca basal. Estos deslizamientos son probables de
ocurrir bajo condiciones de saturacin generadas por lluvias
intensas y/o derretimiento rpido de cubierta de nieve y/o bajo
condiciones ssmicas para sismos mayores que puedan afectar el rea
de estudio. Estos deslizamientos pueden afectar distintas zonas de
la ladera, pudiendo ser locales o de mayor rea, siempre acotados a
la capa de suelo. En caso de ocurrir deslizamientos en suelo
saturado, considerando las altas pendientes y los antecedentes
histricos, es probable que al menos parte de la masa deslizada
derive en flujos de detritos y se generen cadas de rocas. Basado en
los anlisis de estabilidad, se elabor el mapa de peligro de
deslizamientos superficiales y flujos asociados (Figura 1c). La
zona de Peligro Alto corresponde a toda la ladera analizada y el
pie del talud hasta pasado la fosa de contencin, donde se pueden
generar deslizamientos de distintos tamaos y espesores. El Peligro
Medio se define para gran parte de la terraza fluvial, incluyendo
el sanatorio y zonas de viviendas. Este peligro corresponde, dados
los volmenes analizados, fundamentalmente a flujos de detritos y
barro que se pueden derivar de los deslizamientos cuando stos
ocurren en condiciones saturadas. El Peligro Bajo afecta las zonas
distales de la terraza fluvial y aguas abajo de sta, asociado
principalmente a inundaciones de agua y barro. La ladera es estable
ante deslizamientos profundos de roca (falla global del talud) para
las condiciones estticas y ssmicas analizadas. No obstante lo
anterior, no es posible descartar un modo de falla progresivo de
desarrollo lento, el cual de ocurrir debiera manifestarse con
deformaciones superficiales. Por ello, se inici en octubre de 2011
un monitoreo topogrfico con una grilla de miniprismas. Hasta el mes
de abril de 2012, se haban registrados movimientos pequeos ladera
abajo en la zona central del talud, los que podran asociarse a
periodos de lluvias estivales. Para poder concluir sobre la
posibilidad de una falla profunda es necesario mantener este
monitoreo por un periodo prolongado de tiempo. Los anlisis de cadas
de rocas muestran que su fuente principal se ubica en la zona de
quiebre de pendiente ubicada al pie del cuerpo del deslizamiento de
1997, donde se observan bloques sueltos en condicin de alta
pendiente. Los anlisis muestran que estos bloques alcanzan al menos
el pie del talud donde se ubica el camino El Carmen y las viviendas
ubicadas a orillas de sta, las que han sido alcanzadas por cadas,
por ejemplo para el terremoto del 27 de febrero de 2010 (Arenas et
al., 2010). El mapa de peligro resultante (Figura 1d) indica
Peligro Alto para toda la ladera bajo el deslizamiento actual hasta
el sector del camino, incluyendo adems las quebradas laterales
proclives a desprendimientos de bloques en escarpes
locales. En la zona superior, el peligro alto se restringe al
sector del escarpe y los flancos del deslizamiento de 1997 y al pie
de estos. El Peligro Medio afecta la mayor parte del cuerpo del
deslizamiento de 1997, de menor pendiente, y el pie del talud bajo
el camino del Carmen, ya que la mayor parte de los bloques quedara
retenido por las casas o en las plataformas donde se ubican stas y
el camino. El Peligro Bajo se asigna a la terraza fluvial al pie de
la ladera, considerando su baja pendiente y el efecto de contencin
de rodados que ejerce la fosa.
4 Discusin y Conclusiones
La ladera ubicada en el cerro Divisadero de San Jos de Maipo ha
presentado inestabilidades asociadas a procesos de remocin en masa
en los ltimos 15 aos y que han causado daos en viviendas ubicadas
al pie de la ladera. El anlisis de peligro de remocin en masa
indica que el mayor peligro se asocia a flujos de detritos, cadas
de rocas y deslizamientos superficiales de suelo que derivan en
flujos, generados por lluvias intensas o eventualmente fusin de
nieve y/o sismos mayores de alta intensidad. Se ha recomendado
aplicar restricciones de uso de suelo mediante un estudio de riesgo
y propuesta de modificaciones al Plan Regulador Comunal (SEREMI
Metropolitana MINVU, 2012). Complementariamente, se han propuesto
una serie de medidas de mitigacin. Estas incluyen una barrera
dinmica de contencin de cadas de rocas, barreras flexibles
aluvionales en las quebradas laterales, extensin y profundizacin de
la fosa de contencin aluvional al pie de la ladera y sostenimiento
de la masa de suelo superficial mediante pilotes o anclajes en la
zona baja del talud (Figura 1a), las cuales modifican las zonas de
peligro en caso de realizarse. Se recomienda la mantencin del
monitoreo topogrfico de la ladera para concluir sobre posible falla
progresiva profunda que pudiera derivar en una falla global del
talud.
Agradecimientos
Se agradece a la Seremi Metropolitana de Vivienda y Urbanismo y
a Territorio y Ciudad Consultores por autorizar la publicacin de
los resultados de este estudio.
Referencias
Arenas, M., Fernndez, J., Marn, M., Seplveda S.A.2010. Efectos
geolgicos del sismo del 27 de febrero de 2010: Estado del
deslizamiento activo cerro Divisadero San Jos de Maipo, Regin
Metropolitana. Servicio Nacional de Geologa y Minera, informe
indito
Seplveda, S.A., Rebolledo, S. Petley, D.N., Alvarez, M.,
Schachter, P., 2009. El Deslizamiento de San Jos de Maipo: Nuevos
Antecedentes e Implicancias en el Peligro Geolgico. In Congreso
Geolgico Chileno, No. 12, Actas, paper S3_023. Santiago.
SEREMI Metropolitana MINVU, 2012. Estudio de Riesgo y Adecuacin
Plan Regulador Comunal San Jos de Maipo. Seremi Metropolitana de
Vivienda y Urbanismo, informe indito.
1007
-
Figura 3. Imagen satelital del rea de estudio, indicando
construcciones cercanas, zona deslizada en 1997 y obras de
mitigacin existentes y propuestas en este estudio (A); y mapas de
peligro de flujos de detritos (B), deslizamientos superficiales y
flujos asociados (C) y cadas de roca (D).
1008
-
Modelamiento de Susceptibilidad a las Remociones en Masa. Caso
de estudio en el sector Punilla, curso superior del ro uble, Regin
del Bio-Bio. Chile.
Manuel Arenas A.* y Pablo Gonzlez R. Arcadis Chile, Avenida
Antonio Varas 621, Providencia, Santiago de Chile
* E-mail: [email protected]
Resumen. Se realiz un anlisis de la susceptibilidad a las
remociones en masa en el sector de Punilla, en el curso alto del ro
uble, Regin del Bio-Bio, Chile. Este estudio se desarroll para
evaluar, junto a otros anlisis, el peligro de remociones en masa en
un rea en que se proyecta la construccin de un embalse para riego.
En este trabajo se utiliz un mtodo semi-cuantitativo que considera
una suma ponderada de factores condicionantes. Tanto la seleccin de
los factores controladores, as como los valores de pesos relativos
y los diferentes limites de las clases en cada uno de ellos, fueron
crticamente evaluados en terreno. Los resultados muestran valores
mayores de susceptibilidad principalmente en los sectores altos de
las laderas, coincidentes con altas pendientes y notoria ausencia
de vegetacin arbrea. De igual forma, se observa que la distancia a
la cresta de la ladera, independiente de la altitud de esta, ejerce
un importante control en la generacin de remociones en masa. Aunque
algunos sectores de las laderas estudiadas son susceptibles a
generar remociones en masa, su frecuencia y probabilidad de
ocurrencia, as como los volmenes asociados, configuran una situacin
de muy bajo peligro para el embalse.
Palabras Claves: remociones en masa, susceptibilidad, embalse
Punilla, ro uble, Bio-Bio
1 Introduccin
La Direccin de Obras Hidrulicas (DOH) del Ministerio de Obras
Pblicas se encuentra desarrollando el diseo del Embalse Punilla en
el valle del ro uble, ubicado en la zona andina de la Regin del
Biobo. Este contempla la construccin de un muro con una altura
mxima de 136 m aproximadamente. En el contexto de estos trabajos se
han realizado estudios geolgicos geotcnicos bsicos destinados a
caracterizar la zona involucrada por este proyecto. Con motivo del
sismo del 27 de febrero de 2010, se emitieron informes realizados
por dos instituciones pblicas (un servicio y una universidad),
cuyas recomendaciones llevaron a la DOH a la contratacin de los
servicios de Arcadis Chile para la evaluacin del peligro de
remociones en masa en la zona.
El presente trabajo expone la metodologa utilizada para el
anlisis de la susceptibilidad a las remociones en masa en las
laderas del vaso del Embalse Punilla, as como tambin los resultados
obtenidos.
2 Marco Geolgico y Geomorfolgico
El rea de estudio se localiza en el sector andino de la Regin
del Biobo y comprende una franja de direccin NW en la confluencia
de los ros uble y Los Sauces, a unos 25 km al sureste de la ciudad
de San Fabin de Alico, en la comuna del mismo nombre (Figura
1).
El valle del ro uble, aguas abajo de la confluencia con el ro
Los Sauces, presenta una seccin transversal de carcter asimtrico,
otorgado por una suerte de escaln, en rocas de la Formacin
Cura-Malln, que corta la continuidad de la ladera. Por su parte,
los taludes naturales y laderas que conforman la margen montaosa
nororiental y septentrional del valle del ro uble, son ms homogneas
y constituyen un frente montaoso abrupto con una fuerte amplitud de
relieve cercana a los 900 m. Las pendientes de las laderas varan,
en general, entre 23 y 45, con valores extremos cercanos a 70 en
algunos escarpes rocosos. En la base de las laderas las pendientes
se encuentran suavizadas por los depsitos que rellenan el fondo del
valle del ro uble.
La Fm. Cura-Malln (Eoceno-Mioceno Inferior) domina ampliamente
los afloramientos de la zona de estudio. Esta corresponde a una
secuencia de rocas de origen volcano-sedimentario y continental de
amplia distribucin en la zona de estudio. Est conformada por tobas,
brechas, areniscas, conglomerados y lutitas, con intercalaciones de
calizas, niveles carbonosos, andesitas y dacitas. Se presenta
intruda por el Batolito Santa Gertrudis-Bullileo, la unidad
geolgica ms antigua que aflora en la regin de edades Cretcico
Superior a Mioceno (Sernageomin, 1984). Este Batolito aflora
extensamente en el lmite occidental de la zona de estudio.
En menor proporcin que las unidades mencionadas anteriormente,
se encuentran las rocas pertenecientes a la Formacin Cola de Zorro
(Plioceno Superior-Pleistoceno), compuesta de rocas de origen
volcnico a volcanoclstico. Dicha unidad, que conforma el arco
volcnico actual, consiste de estratovolcanes, conos piroclsticos,
coladas de lavas, domos y materiales piroclsticos, incluidas las
rocas pertenecientes al Complejo Volcnico Nevados de Chilln, las
cuales han sido generadas por la actividad volcnica en
1009
-
el perodo Pleistoceno Reciente. Dentro de los depsitos de suelo
se encuentran materiales de origen fluvial, fluvio-glacial,
glacial, lacustre y coluvial, los cuales se encuentran distribuidos
a lo largo de toda el rea cubriendo de forma parcial a las
diferentes unidades de roca existentes
3 Anlisis de la Susceptibilidad a las remociones en masa
En el rea de estudio se reconocieron procesos de cada de roca y,
en mucho menor medida, deslizamientos de suelo, en general de bajos
volmenes (
-
coastal landslides and related hazards in the Chilean Patagonia:
The case of Hornopirn area (42S). Investigaciones Geogrficas, 43:
35-46.
Soeters, R., van Westen, C.J. 1996. Slope instability
recognition,
analysis and zonation. In Turner, K. y Schuster, R.L. (eds.),
Landslides Investigation and Mitigation; Transportation Research
Board, Special Report 247, National Academy Press, 129-177.
Tabla 1. Factores usados en el modelamiento, valor del
ponderador para clculo de susceptibilidad final, definicin de sus
clases y valores de pesos relativos para cada una de ellas.
Factor Controlador Valor de Ponderacin Clases Peso Relativo
Pendiente
[] 0,25 0 - 5 0
5 - 15 2 15 - 25 4 25 - 35 7 35 - 68 10
Curvatura Media [100rad/m]
0,15 -3,4 a -0,6 0 -0,6 a -0,1 2 -0,1 a 0,1 4 0,1 a 0,6 7 0,6 a
3,35 10
Distancia a la red de drenaje [m]
0,1 0 - 30 10 30 60 8 60 90 6 90 150 4
> 150 2 Densidad de Drenaje
[lneas/km2] 0,15 0 - 2 2
2 - 6 6 6 19,98 10
Distancia a la Cresta de la Ladera [m]
0,2 0 - 100 10 100 200 8 200 400 6 400 1000 3
> 1000 0
Inventario Remociones en Masa 0,15 Cicatriz 10
Figura 2. Mapa de susceptibilidad a las remociones en masa en el
sector de Punilla.
1011
-
Peligro de flujos de detritos en Quebrada de Macul, Regin
Metropolitana y propuestas de medidas de mitigacin
Natalia Garrido*1,2, Sergio Seplveda2 1: Unidad Ordenamiento
Territorial y Peligros Geolgicos, Departamento de Geologa Aplicada,
Subdireccin Nacional de Geologa, Servicio Nacional de Geologa y
Minera, Avenida Santa Mara 0104, Providencia, Santiago, Chile. 2:
Departamento de Geologa, Facultad de Ciencias Fsicas y Matemticas,
Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile.
*E-mail: [email protected]
Resumen. Los flujos de detritos constituyen uno de los mayores
peligros geolgicos en las zonas urbanas del pas y numerosos son los
aluviones que han cobrado vidas humanas. Determinar la magnitud que
puede alcanzar un flujo en una quebrada, atendiendo a las
condiciones geogrficas y climticas de la zona, y con ello, generar
un mapa de peligros, es la base para una adecuada planificacin del
uso del territorio. Sobre la base del estudio llevado a cabo en la
quebrada de Macul, ubicada en el frente precordillerano oriental de
la cuenca de Santiago, se proponen distintos escenarios, y se
modela el alcance de los flujos mediante Laharz y MSF, sobre un
modelo de elevacin digital utilizando el software ArcGis. Lo
anterior permite proponer un mapa de peligro de flujos de detritos
para quebrada de Macul y medidas de mitigacin complementarias a las
actuales, orientadas a minimizar los efectos de un flujo de gran
magnitud.
Palabras Claves: XIII, Congreso Geolgico, Chileno, Simposio
movimientos en masa, Aluviones, Remociones en Masa, Flujos de
detritos, quebrada de Macul, Peligros geolgicos.
1. Introduccin
La quebrada de Macul ha sido escenario de reiterados eventos de
remociones en masa, en particular flujos de detritos, el peor de
los cuales registrado hasta la fecha, corresponde al aluvin del 3
de Mayo de 1993. En esa ocasin, los flujos de detritos en Quebrada
San Ramn y en Quebrada de Macul, causaron 26 vctimas fatales, 9
desaparecidos, 5.000 damnificados y 1.169 viviendas afectadas, as
como cuantiosos daos a la propiedad pblica y privada (Naranjo y
Varela, 1996).
Segn estudios de caudales mximos probables en Quebrada de Macul,
realizados por Vargas (1999), el caudal del evento de 1993
corresponde a un cuarto del mximo probable. Por ello, resulta
importante determinar las reas de peligro y proponer obras de
mitigacin preventivas, complementarias a las existentes, con el
objetivo de incrementar las medidas de proteccin a la poblacin.
2. Metodologa
Para modelar el alcance de flujos de detritos en quebrada de
Macul, se utilizaron los algoritmos LAHARZ y MSF con un modelo de
elevacin digital del sector, generado a partir de las curvas de
nivel del IGM, con una resolucin de 10 m por pixel.
2.1. Laharz
El modelo utiliza una combinacin de anlisis dimensional y
estadstico, para determinar reas de inundacin transversal (A) y
planimtricas (B), generadas por el flujo en funcin de su volumen.
Se asumi un volumen constante y, mediante una serie de ecuaciones,
se obtienen las siguientes relaciones:
A = CV2/3 (1); B = cV2/3 (2), donde V es el volumen del
flujo y C y c constantes.
El modelo se ajust segn el volumen del flujo de 1993, a la traza
definida por Naranjo y Varela (1996), y se determinaron los valores
de las constantes en las relaciones recin presentadas, resultando:
C = 0.06 y c = 250.
Debido a que el modelo opera en funcin del volumen del flujo y
que la informacin disponible para la quebrada es de caudales, se
construy una ecuacin sobre la base de relaciones empricas, entre el
caudal y el volumen del flujo: Q = n M m (3), donde Q es el caudal
mximo, M el volumen de sedimentos, n y m constantes.
La constante m responde a la reologa del flujo, y para ella se
utiliz el valor 0.79, de acuerdo a lo propuesto por Mizuyama et
al.,(1992) para casos similares.
La constante n, que corresponde a un valor de ajuste, se despeja
a partir de los valores conocidos del evento de 1993, donde Q = 50
m3/s y M=840.000 m3 (Vargas, 1999). 50 = n 840.0000.79 (4) n =
0.0010442137 De esta manera el volumen M alcanza el siguiente
valor: M = (Q/0.0010442137)1/0.79 (5).
1012
-
En las tablas 1, 2 y 3, se presentan los volmenes calculados con
la relacin 5, considerando: perodos de retorno en la quebrada,
caudales mximos probables y caudales de eventos antecedentes en
ella:
Tabla 1. Volmenes calculados con la relacin 5, a partir de
caudales de diseo para quebrada de Macul (Vargas, 1999), asociados
a perodos de retorno, de 10, 20, 50 y 100 aos.
Periodo de retorno (aos) Caudal (m
3/s) Volumen (m3) 10 28,6 414.177 20 35 534.812 50 43,7
708.342
100 50,5 850.647 *
Tabla 2. Volmenes calculados con la relacin 5, a partir de
caudales mximos probables para quebrada de Macul (Vargas, 1999),
asociado al nmero de horas de precipitaciones.
Horas de lluvia (hr) Caudal (m3/s) Volumen (m3) 2 172 4.012.982
4 220 5.479.947 6 237 6.021.364 * 8 221 5.511.496
Tabla 3. Volmenes calculados con la relacin 5, a partir de los
caudales asociados a los eventos precedentes en quebrada de Macul
(Vargas, 1999).
Evento antecedente (ao) Caudal (m
3/s) Volumen (m3) 1982 22,7 309.153 1986 18,6 240.250 1987 24,1
333.482 1993 50 840.000
2.2. MSF
El modelo MSF se basa en dos componentes: trayectoria y
confinamiento, y en una funcin especial que grafica cmo el flujo,
en las zonas ms planas, puede desviarse de la direccin principal,
de mayor pendiente, en hasta 45 hacia ambos lados.
Debido a que la descarga de quebrada de Macul se produce en una
zona plana, el modelo MSF reproduce la trayectoria del flujo en el
abanico aluvial.
3. Resultados
Integrando los resultados de los modelos Laharz y MSF se ha
construido un mapa de peligro, que define 3 categoras de
peligrosidad: alta, media y baja. Las reas de peligro se muestran
en la figura 1 y su grado de peligrosidad se describe a
continuacin.
rea de peligro alto, est caracterizado por: Erosin del cauce y
de las laderas de la quebrada. Transporte de material de gran tamao
(rocas,
rboles, objetos antrpicos) el que puede impactar la
infraestructura y provocar daos.
Sobreconcentracin del fluido, que puede tapar y colapsar los
sistemas de canalizacin y alcantarillado.
Ruptura de estructuras (puentes, tendido elctrico, muros) debido
a la erosin de sus bases.
Inundacin por desborde de cauce. Aislamiento de la poblacin.
La delimitacin de esta rea corresponde a lo modelado, mediante
LAHARZ como consecuencia de un evento climtico con perodo de
retorno de 100 aos (Tabla 1*).
rea de peligro medio, est caracterizado por: Inundacin por
desborde de cauce. Depositacin de material fino a grueso,
dependiendo
de la magnitud del evento. Inundacin por colapso de red de
alcantarillas. Aislamiento de sectores de la poblacin.
La delimitacin de esta rea corresponde a lo modelado, mediante
LAHARZ, como consecuencia del peor evento climtico probable de
ocurrir en quebrada de Macul (Tabla 2*).
rea de peligro bajo, est caracterizado por: Inundacin por
desborde de cauce Inundacin por colapso de red de
alcantarillas.
La delimitacin de este peligro corresponde a lo modelado como la
trayectoria del flujo en el el abanico aluvial de Quebrada de
Macul, mediante el modelo MSF.
4. Recomendaciones
Se recomienda complementar las medidas de mitigacin actuales,
correspondientes a 7 piscinas decantadoras, con obras de
almacenamiento o barreras permeables en las quebradas alimentadoras
de quebrada de Macul; barreras controladoras de direccin de flujo
en el sector de las piscinas, y una barrera deflectora en la ribera
norte de la quebrada al oriente de las piscinas, como se
esquematiza en la figura 2.
5. Discusiones
Si bien los modelos presentan limitantes, principalmente por
operar con volmenes constantes, la facilidad de su aplicacin
significa un avance para la generacin de mapas de peligros
geolgicos, que incorporen el alcance de los eventos de flujos de
detritos.
Las medidas de mitigacin propuestas, buscan complementar los
efectos de las piscinas existentes, pues disminuyen la velocidad de
los flujos y extraen la fraccin slida mayor, mediante las presas
permeables. Las barreras
1013
-
controladoras de direccin y la barrera deflectora, tienen por
objeto evitar el desborde hacia los sectores densamente poblados,
con posterioridad al aluvin de 1993, en las inmediaciones de la
quebrada
Agradecimientos
Esta contribucin cuenta con el patrocinio de la Subdireccin
Nacional de Geologa del Servicio Nacional de Geologa y Minera
Referencias
Naranjo, J.A.; Varela, J., 1996. Flujos de detritos y barro que
afectaron el sector oriente de Santiago el 3 de mayo de 1993.
Servicio Nacional de Geologa y Minera, Boletn No.47, 42p.
Vargas, X., 1999. Corrientes de detritos en la Quebrada de
Macul, Chile. Estudio de caudales mximos. Ingeniera del agua vol.
6, No. 4, pp. 245-248.
Figura 1: Alcance de flujos de detritos en Quebrada de
Macul.
Figura 2: Propuesta esquemtica de medidas de mitigacin
complementarias ante el peligro de flujos de detritos en Quebrada
de Macul.
1014
-
La Angostura de Puntilla del Viento, valle del Aconcagua, Chile:
un deslizamiento cohesivo antiguo.
Estanislao Godoy Tehema Consultores Geolgicos, Virginia
Subercaseaux 4100. Pirque, Chile /Departamento de Proyectos de
Riego DOH
* E-mail: [email protected]
Resumen. Rocas volcaniclsticas de la Formacin Abanico
(Eoceno-Oligoceno) afloran en la angostura que forma el ro
Aconcagua al cruzar la falla Pocuro y ensanchar a continuacin su
valle. Se propone que dicha angostura se form al cortar el ro un
gran deslizaniento proveniente (durante el Pleistoceno temprano?)
de la ladera sur. Diversos sondajes muestran que las rocas
presentan variable, pero localmente intenso fracturamiento y que, a
la izquierda del lecho, se encuentra un paleocauce de 48 m de
profundidad. En tobas de la ladera meridional, por otra parte, se
reconocen manteos moderados al sur, una posible consecuencia de su
basculamiento por sentido de desplazamiento hacia el norte. De los
numerosos depsitos de remocin en masa reconocidos en el frente
montaoso ligado a la falla Pocuro, el de Puntilla del Viento
destaca por su tamao y antiguedad.
Palabras Claves: valle del Aconcagua, remocin pleistocena
cohesiva, paleocauce
1 Introduccin
La DOH (Direccin de Obras Hidrulicas del Ministerio de Obras
Pblicas) ha llevado adelante, en forma intermitente por ya mas de
40 aos, un proyecto de embalse en la localidad de Puntilla del
Viento, valle del Aconcagua al este de la ciudad de Los Andes. Se
presentan aqui antecedentes obtenidos, tanto de los estudios
realizados por empresas contratadas para el proyecto, como mediante
observaciones propias, los cuales permiten proponer un origen
asociado a remocin en masa para la angostura homnima, un tema no
considerado por dichos estudios geotcnicos inditos.
2 Estudios anteriores y nuevos datos
Los primeros estudios de detalle se remontan al ao 1979 cuando,
como parte de un estudio de pre factibilidad, Electrowatt realiz un
levantamiento geolgico a escala 1:4.000 (reducido en la figura 1).
Se empez adems un tunel de desvo por la orilla izquierda y se
construy un paso sobrenivel para la lnea frrea. Se distingue en
dicho levantamiento (levemente modificado aos despus por EDIC)
varios tipos de lavas y volcanoclastitas andesticas, cortadas por
filones y fallas subverticales que no parecen desplazar contactos
litolgicos. Las rocas son asignadas a la Formacin Abanico.
Entre los aos l988 y 2010, la empresa SMI realiz el estudio de
diseo y propuso un tunel de desvo por las laderas derechas. El pozo
n6, perforado en una terraza de la orilla izquierda (ver figura 1)
cort gravas fluviales por 48 m, lo cual fue interpretado como parte
de un paleocauce. Esto fue considerado factible de ser manejado
durante la construccin del muro. Siguiendo la cartografa geolgica
regional disponible de Rivano et al. (1993), consideran que las
rocas del rea son parte de la neocomiana Formacin Pelambres.
Gracias a diversos estudios realizados tanto al sur como al norte y
al este del rea, dentro de los cuales destaca el de Mpodozis et al.
(2009), se puede afirmar que las rocas de Puntilla del Viento
forman parte de la Formacin Abanico (Eoceno-Oligoceno).
Las andesitas del apoyo derecho presentan fracturamiento en
superficie, lo que hace sospechar que se podra estar en presencia
de una masa removida. Los frecuentes sectores descritos como
fracturados en los sondajes de ambas laderas, por otra parte,
debieran haber apoyado dicha posibilidad.
Como resultado de cortas visitas al terreno, es posible aportar
los siguientes datos adicionales a la hiptesis de un origen de la
angostura por procesos de remocin en masa, destacados algunos de
ellos en la figura 1 adjunta:
1. adicionalmente a los manteos al SW, reconocidos en las
laderas derechas, aparece un marcado manteo moderado al sur (35) en
tobas cortadas por el camino de la ladera izquierda. Aguas arriba
de la angostura las actitudes retoman el rumbo regional NS y un
manteo suave.
2. al oeste de la angostura afloran cuatro metros de un filn
gris subvertical, con avanzada alteracin arglica, que parece
haberse emplazado en una falla subvertical de rumbo NS (aqui
denominada Falla Puntilla del Viento FPV). Rocas con una alteracin
semejante son frecuentes dentro del Sistema de Fallas Pocuro (SFP),
el cual se encuentra 2 km al oeste. Indicadores cinemticos parecen
asociarla a un evento tardo de alzamiento del bloque yaciente.
3. al sureste de la angostura, en la gran rinconada de Vilcuya,
se observan extensos y potentes pedimentos compuestos por rocas
intrusivas hipabisales emplazadas, en las altas cumbres, en la base
de la Formacin Farellones. Estos pedimentos se presentan
profundamente incisos, fenmeno que se mantiene en
1015
-
las subyacientes terrazas fluviales elevadas del ro Aconcagua
(bien expuestas en los cortes del canal de lacentral
Chacabuquito).
3 Discusin y comentarios
Sobre la base de lo recin expuesto, se propone el siguiente
esquema evolutivo para el rea de Puntilla del Viento:
A mediados del Mioceno las rocas de esta parte de la Formacin
Abanico habran comenzado su alzamiento, ligado a actividad del
Sistema de Fallas Pocuro SFP, del cual la FPVconstituye su borde
oriental. Este sistema se muestra, al oeste de la Formacin
Farellones, en el perfil de la figura 2. Es posible prolongar la
FPV hacia el norte, donde estara cortada por las fallas de edad
miocena tarda que limitan los paneles de Mpodozis et al. (2009).
Todo el SFP, en cambio, se interrumpe hacia el sur, donde el
alzamiento se ha prolongado hasta al Pleistoceno y se asocia a un
retrocorrimiento de bajo ngulo y vergencia al oeste (falla Ramn de
Rauld, 2002).
Durante el Pleistoceno, y ligado a los descensos del nivel del
mar, el ro Aconcagua profundiz su cauce alcanzando en la actual
Puntilla del Viento 48 m de profundidad. Como consecuencia de estos
descensos, los niveles de base del relleno fluvial en otros valles
(como Los Angeles, hoya de La Ligua) alcanza valores de hasta 200
m.
Ya sea por un proceso de socavamiento y/o detonante ssmico, las
rocas de la Formacin Abanico de la ladera izquierda deslizaron,
manteniendo bastante coherencia, hacia el valle y cubrieron el
cauce pre-existente.
Aguas arriba del deslizamiento, el ro deposit una potente seccin
de gravas que fue luego cubierta por los aluviones provenientes de
las empinadas cabeceras de la rinconada Vilcuya. Estos sedimentos
fueron erodados originando marcadas quebradas al cortar el ro
Aconcagua su curso actual, y estableciendo un nuevo nivel de base
local.
Hacia el oeste, es posible que el deslizamiento incluya a
las rocas de la Formacin Abanico, las que se extienden hasta el
SFP. Sin embargo, por no mostrar una morfologa muy caracterstica,
ser necesario una cartografa de detalle para comprobarlo.
4 Eplogo
Tanto por los altos costos de las interferencias involucradas
(expropiaciones, relocalizacin de la poblacin afectada, construccin
de autopista, traslado de lnea frrea, entre otros, como por una
tarda conviccin, la DOH ha suspendido el proyecto de embalse y
optado por manejar el recurso hdrico del Aconcagua mediante la
recarga de acuferos. Se contempla, adems, un embalse regulador
lateral en el alto valle del Pocuro (confiados en que el SFP es
inactivo, lo cual ha sido confirmado por observaciones en la traza
del valle homnimo).
Referencias
Godoy, E. 2011. Structural setting and diachronism in the
Central Andean Eocene to Miocene volcano-tectonic basins, in
Salfity, J.A. and Marquillas, R.A., eds., Cenozoic geology of the
Central Andes of Argentina: Salta, Instituto del Cenozoico,
Universidad Nacional de Salta. p. 155-167.
Mpodozis, C: Brockway, H; Marquardt, C.; Perell J., 2009,
Geocronologa U/Pb y Tectnica de la regin de Los Pelambres-cerro
Mercedario: Implicancias para la evolucin Cenozoica de los Andes
del Centro de Chile y Argentina, in Actas, 12 Congreso Geolgico
Chileno, Santiago, Servicio Nacional de Geologa y Minera, S9-059
(digital).
Rauld, R.A., 2002, Anlisis morfoestructural del frente
cordillerano de Santiago Oriente, entre el ro Mapocho y la Quebrada
Macul [memoria de ttulo]: Santiago, Departamento de Geologa,
Universidad de Chile, 57 p.
Rivano, S.; Seplveda, P;, Boric, R.; Espieira, D. 1993. Hojas
Quillota y Portillo, Escala 1:250.000: Santiago, Servicio Nacional
de Geologa y Minera, Carta Geolgica de Chile, n 73.
1016
-
Figura 1. Geologa del rea de Puntilla del Viento. En lnea
cortada el trazado del paleocauce, cubierto por la remocin cohesiva
con una actitud de 32 al sur y probable borde delantero dado por la
falla de rumbo NE (Informe indito de Electrowatt, disponible en la
DOH ).
Figura 2. (de Godoy, 2011). Seccin geolgica mirando al norte a
la latitud del valle del Aconcagua. La remocin de Puntilla del
Viento se ubica, inmediatamente detrs del perfil, al este de la
falla Pocuro, aqu asociada al lmite oeste de la Formacin
Farellones, al oeste del cerro La Olla.
1017
-
Caracterizacin del flujo de detritos del 2011 en el arroyo Las
Rosas en los Valles Calchaques, Salta (Argentina).
Maria Alejandra Gonzalez* y Mara Cristina Snchez. SEGEMAR, IGRM,
DGAA. Av. Julio A. Roca 651, piso 10, CABA, Argentina. UNSa, INCE,
Universidad Nacional de Salta, Avda. Bolivia 5150, Salta,
Argentina,
* E-mail: [email protected]
Resumen. La regin de los Valles Calchaques presenta evidencias
histricas y prehistricas de movimientos en masa de diferentes
caractersticas y magnitudes provocados por movimientos ssmicos o
por lluvias. En este trabajo se registra la ocurrencia de un flujo
de detritos desencadenado por una tormenta de granizo en diciembre
de 2011. El material del flujo se transport por el valle principal
del arroyo Las Rosas y se deposit principalmente en el abanico
actual generando graves daos. Se calcul una velocidad aproximada de
5,5 m/s y un volumen de 3x106 m3. De acuerdo a los resultados y a
las observaciones de campo el movimiento se clasific como flujo de
detritos.
Palabras Claves: Flujo de detritos, Valles Calchaques,
Salta.
1 Introduccin.
El viernes 23 de diciembre de 2011 antes de las 19 horas comenz
una tormenta de granizo sobre el filo de los cerros del Durazno y
Overo (o Rumio). De estos cordones nacen varias cuencas como la de
Amaicha Tacuil hacia el oeste, y la de El Molle o Las Rosas al este
(Figura 1). Por estas cuencas comenzaron a generarse flujos de
diferente magnitud generados por el arrastre del material suelto de
las laderas y los fondos de los cauces.
Area de descarga de tormenta.
Abra de Amaicha
Abra de Hualfin
Cerro Overo
Cerro DuraznoAngastaco
Arroyo Las Rosas
Fincas
Ro C
alchaquiRo
Tac u
il
Salta
5.86 km
Figura 1. Imagen Google earth donde se observa el rea de
descarga de la tormenta.
Por la quebrada de Las Rosas, durante 2:30 horas una gran masa
de barro, piedras, arbustos y animales (cabras y
vacas) recorri aproximadamente 20 km, cort el camino de ripio
que une el pueblo de Angastaco con Amaicha en varios tramos, cubri
la ruta nacional 40, cort los canales de riego, invadi terreno de
viedos, alfares y plantaciones de cebolla y dej a varias familias
sin vivienda. El flujo atraves el cauce del ro Calchaqu terminando
varios metros sobre la otra margen del ro. Debido a la energa del
ro Calchaqu, sus aguas cortaron el abanico y siguieron hacia el
sur. Este, como otros procesos geolgicos, es estudiado e
inventariado por la Direccin de Geologa Ambiental y Aplicada del
IGRM SEGEMAR, por lo que en este trabajo se presentan los
resultados de la visita de campo.
2 Metodologa, muestreo, resultados
Para el estudio de este proceso geolgico se realiz un anlisis de
gabinete de los antecedentes histricos, interpretacin de fotos
areas (1968) e imgenes satelitales (ASTER, Radar y Google Earth), y
un anlisis de campo de toma de muestras y mediciones que continu
con los resultados de laboratorio.
2.1 Antecedentes de movimientos en masa en el rea.
Los Valles Calchaques son escenario de movimientos en masa con
cierta frecuencia y distinta magnitud. Algunos ejemplos histricos
son el flujo de Santa Rosa en diciembre de 1994 (Barrientos y
Alonso, 2001), el flujo de San Lucas en 1964 y 1967 (Barrientos y
Alonso, 2001), y el flujo de Escoipe en 1976 (Igarzabal, 1978).
Tambin existen estudios de avalanchas de roca prehistricas como las
del ro Tonco (Hermanns y Strecker, 1999), entre otros.
2.2 Caracterizacin de la cuenca hidrogrfica.
La cuenca en estudio contiene un colector principal que es
conocido por los pobladores como arroyo El Molle, aunque el
toponmico de la cartografa oficial (IGN) lo denomina arroyo Las
Rosas. Esta cuenca tiene una superficie de 99,69 km2, e integra la
cuenca del ro Calchaqu, perteneciente a la cuenca del ro Juramento.
Presenta una forma oval a oblonga (ndice de Gravelius
=
1,64), y alargada (ndice de Melton = 0,13 y Factor de Forma =
0,006), condiciones que pueden intensificar la onda de crecida. El
recorrido de su cauce principal es de
1018
-
aproximadamente 22 km con una pendiente media de 14. Nace
alrededor de los 3150 m s.n.m. y desemboca en el ro Calchaqu a los
1883 m s.n.m.
2.3 Tareas de campo.
Las fuertes lluvias en el rea imposibilitaron trabajar con
premura en el lugar y luego de dos semanas se realiz la toma de
muestras del material arrastrado en el flujo para ser analizado en
los laboratorios de la Direccin Provincial de Vialidad de Salta
(DPS). Unos das despus se conform una comisin de campo para
realizar las mediciones y observaciones para confeccionar el
informe cientfico sobre lo ocurrido. All se tom conocimiento de
otro flujo generado en el valle de Amaicha-Tacuil que ingres en
parte de la Finca de la Bodega Humanao y cort el camino que une
Amaicha con Hualfin.
3 Resultados
3.1 Caractersticas del depsito
La litologa del material arrastrado corresponde a las rocas
granticas (granitos rosados de la Formacin Pucar) y a las lajas
(filitas y esquistos de la Formacin La Paya, Figura 2c) que
conforman los cordones montaosos de donde nace la cuenca. En el
recorrido el flujo tambin incorpor conglomerados y areniscas de los
depsitos aterrazados antiguos. Las seis muestras tomadas en el rea
del abanico analizadas por la DVS (Direccin de Vialidad de Salta)
corresponden a arenas bien gradadas con gravas y pocos finos (SW),
no plsticas. Estas caractersticas se observan en el perfil que qued
expuesto dentro de una de las construcciones (Figura 2a). Por sobre
la superficie del mismo se exponen bloques de diferentes tamaos
(Figura 2b), mientras que en el canal de transporte los bloques son
mayores (Figura 2d).
Figura 2. a. Perfil del depsito del flujo sedimentado dentro de
una de las viviendas. b. Tapizado de clastos y bloques de
distintos
tamaos sobre el sector medio del abanico. c. Depsito de flujo
proveniente de una de las quebradas tributarias con preponderancia
de cantos bloques de rocas metamrficas. d. Bloque depositado en el
canal de transporte.
3.1 Clculo del volumen y velocidad del flujo.
Para poder dimensionar la magnitud de este evento se realizaron
mediciones directas en el campo y sobre la imagen satelital ASTER
que se emplearon en el clculo de la velocidad y el volumen. De
acuerdo a la caracterstica del cauce, las mediciones realizadas en
el campo para la valoracin de la velocidad se aplicaron a la
sobrelevacin del flujo a los laterales del cauce. El clculo se
realiz mediante la ecuacin de Chow (1959) en 5 puntos (ver Figura
3). El promedio de las velocidades obtenidas es de 5,5 m/s. La
apreciacin del volumen del material es aproximada debido a que por
sus dimensiones no se pudo mapear y medir la totalidad en el campo.
La ausencia de una imagen satelital posterior al evento tampoco
facilit el mapeo general. Por lo tanto se realizaron mediciones
parciales que se complementaron con un mapeo preliminar. Estas
estimaciones arrojaron un volumen de 3x106 m3 aproximadamente.
5,89 m/s
7,84 m/s8,85 m/s
P450
5,38 m/s
5,33 m/s
4km
Figura 3. Imagen ASTER donde se seala la ubicacin de los puntos
donde se realizaron las mediciones para el clculo de la velocidad,
y la distribucin del flujo.
4 Flujo de detritos
Las zonas de aportes estn constituidas por decenas de flujos que
partieron de los afluentes del arroyo Las Rosas (Figura 3). El
material colectado y transportado por la quebrada de Las Pircas
aport mayoritariamente material detrtico muy grueso y bloques con
muy poca cantidad de finos. En cambio el proveniente del Abra de
Hualfin y de la llamada localmente quebrada del Caballo Blanco es
preponderantemente arena gruesa y bloques granticos. En esta rea
donde se encuentran algunas vegas de agua, es comn que se
encuentren pastando ganado, que segn testimonios de los pobladores,
tambin fueron arrastrados como as tambin pequeos arbustos (Figura
4).
a b
c d
1019
-
Figura 4. Restos de vegetacin arrastrados por el flujo en la
quebrada de Las Pircas (a) y en la quebrada del Abra de Hualfin
(b).
A partir de la confluencia de estas dos quebradas comienza el
canal de transporte que tiene un trazado levemente curvo (cncavo
hacia el norte) en el cual se sigui recibiendo aportes de flujos
provenientes de tributarios. De estos, los que realizaron mayor
aporte son los de la margen sur. Estos cauces adems de aportar gran
cantidad de material, en el recorrido de sus flujos destruyeron el
camino que une Angastaco con Amaicha y Colom. En las inmediaciones
de Tres Pozos, el flujo se transport por un cauce que se hace ms
ancho (entre 300 y 400 m) y que est excavado sobre un antiguo
abanico aluvial, con un desnivel variable entre 4 y 13 metros. El
choque del flujo contra los paredones de los depsitos friables
gener cadas, y deslizamientos que aportaron material slido. En
algunos puntos de este tramo, el flujo avanz en grandes olas que
sobrelevaron pequeos depsitos aterrazados, y hasta logr subir 12
metros (P 450, Figura 3) hasta los depsitos del antiguo abanico. Al
atravesar la ruta nacional 40, el flujo arranc los 8 postes del
tendido elctrico dejando solo restos de uno de ellos. A partir de
aqu el lbulo comenz a distribuirse conformando un abanico y avanz
tambin hacia los laterales. Al sobrepasar una elevacin vegetada con
rboles, el material invadi plantaciones de viedos y alfalfares, y
viviendas. Algunas de estas ltimas fueron tapadas en su totalidad y
otras fueron rellenadas hasta una altura de 1,90 metros (Figura
5).
Figura 5. Vistas del relleno de las casas por material del
flujo.
El lbulo frontal atraves el ro Calchaqu llegando hasta la otra
orilla (Se midi una distancia de 172m desde el lmite actual hasta
el final del lbulo). No se consiguieron comentarios locales de que
se haya interrumpido el fluir del ro por mucho tiempo, por lo que
se cree que la energa fue suficiente para cortar el depsito
rpidamente. De acuerdo al dueo de la finca, el Sr. Zamora, el
depsito del abanico avanz hacia el este decenas de metros a pesar
del
corte del ro y se medi un desnivel de 50 cm de espesor.
5 Discusin y comentarios.
Es muy frecuente encontrar sobre los abanicos de ros de montaas
asentamientos humanos y cultivos debido a la cercana de los ros,
mayor presencia de agua, zonas planas y cotas bajas. Estas
caractersticas favorables, conviven con la dinmica fluvial de
erosin y depositacin. Frecuentemente la depositacin es lenta y no
genera grandes daos, pero ocurren eventos de mayor magnitud como
los grandes flujos que si bien aumentan el espesor y la superficie
del depsito, tambin genera prdidas. Conjuntamente a este proceso
geolgico se produce la erosin. La prdida de terreno puede generarse
por que cambian las condiciones de la cuenca y el mismo ro que
depositaba erosiona formando grandes crcavas; o que el ro colector
tiene mayor energa y erosiona el abanico que deposita su
tributario. Este es el caso del abanico del arroyo de Las Rosas. El
arroyo construye el abanico y el ro Calchaqu erosiona su frente. La
falta de registros de precipitaciones dificulta la correlacin de
los umbrales de lluvias que pueden detonar estos procesos. El
registro e inventario de movimientos en masa es fundamental para la
planificacin, y para el conocimiento de la poblacin cercana.
Actualmente se est a la espera de una imagen satelital posterior al
evento para reconstruir la topografa actual y el mapeo regional del
rea del flujo y poder brindar datos de utilidad con el objeto de la
reconstruccin final de los canales de riego y la reubicacin de las
viviendas.
Agradecimientos
Para la realizacin de este trabajo se agradece el apoyo logstico
de la delegacin Tucumn y la delegacin Salta del SEGEMAR, como as
tambin el inters prestado por Recursos Hdricos de la provincia de
Salta en la figura de su director el Geol. Alfredo Fuertes y del
tcnico Csar Ovejero. Se destaca la premura de los anlisis
realizados por el Ing. Eduardo Castillo de la DPS.
Referencias
Barrientos, C. D. y Alonso, R.. 2001. Flujos densos en los
Valles Calchaques, Andes Centrales de Argentina.. Geogaceta 30
(2001): 227-229.
Hermanns, R. L. y Strecker, M. R. 1999. Structural and
lithological conrtols on large Quaternary rock avalanches
(sturzstroms) in arid northwestern Argentina. Geological Society of
America Bulletin 111:934-948.
Igarzabal, A. P. 1978. Los flujos densos de la quebrada de
Escoipe.VIII Congreso Geolgico Argentino II:109-117
a b
1020
-
Caracterizacion geologica de los depositos de avalancha de
escombros en Chuquibamba y Cotahuasi, region Arequipa
Juan Carlos Gmez1, Jos Luis Macas 2, Jos Luis Arce 3, Juan
Manuel Snchez-Nuez4, y Claus Siebe 2 1 Instituto Geofsico del Per,
2 Instituto de Geofsica Universidad Autnoma de Mxico, 3 Instituto
de Geologa Universidad Autnoma de Mxico, 4 CIIEMAD-IPN- Mxico
Resumen. El presente estudio reporta datos preliminares sobre
dos avalanchas de escombros no asociadas a volcanismo activo. El
primero es un evento de colapso en Cotahuasi, el cual ocurri en una
parte alta del altiplano, constituida de mantos extensos de
ignimbrita de edad pliocena (5 Ma aproximadamente), dicho colapso
dej una estructura semicircular de 12 por 4 km de dimetro orientada
al SE. Se gener una avalancha de escombros que se emplaz en el
Valle Cotahuasi, hacia el sur, recorriendo 45 km, con ancho
promedio de 2 km. Evidencias de campo sugieren que esta avalancha
bloque el drenaje principal del ro Cotahuasi, originando
represamiento natural. El otro colapso ocurri en Chuquibamba,
construido de igual manera de ignimbritas de 5 Ma de edad
aproximadamente. La cicatriz dejada por este colapso tiene una
forma alargada de 11 por 6 km de dimetro con espesor de 0.15 km.
Esto gener una avalancha de escombros que recorri 26 km desde las
paredes del escarpe hasta las inmediaciones de Aplao. Desarroll
montculos constituidos por megabloques de ignimbrita, en una
abundante matriz, aun en facies proximales y bloques en
rompecabezas. Se ha estimado un rea de 70 km2y un volumen
preliminar de 0.9 km3.
1 Localizacin del Area de Estudio
Los valles del ro Cotahuasi y Majes se localizan a 140 km al NW
de la ciudad de Arequipa, en la latitud 15.4 Sur y longitud 71.9
Oeste, Figura 1
2 Aspectos geolgicos
El arco volcnico del sur de Per conforma la Zona Volcnica
Central (CVZ) enmarcada entre las latitudes 15 a 28.
Los volcanes negenos de la CVZ son la expresin morfolgica de un
amplio conjunto de fenmenos que se desencadenan durante la gnesis,
el ascenso y la erupcin de esos magmas, por lo que las intrusiones
magmticas pueden traducirse finalmente en una variada tipologa de
edificios.
La litologa predominante en la zona de estudio son ignimibritas
del plioceno de naturaleza andestica-dactica (Thouret et. al,
2008).
Figura 1. El cuadrado rojo muestra el rea de estudio.
3 Depsitos de avalanchas de escombros (DAE)
La ocurrencia de las avalanchas de escombros est relacionado
frecuentemente con la puesta al descubierto de niveles de
materiales que se inestabilizan como consecuencia de la
descompresin y caen por gravedad cuando se produce un sismo severo.
La erosin diferencial de las capas que conforman las vertientes
tambin constituye un importante factor de inestabilizacin,
incrementando la susceptibilidad de todo el conjunto de masa
inestable.
Es importante tener un conocimiento cabal de la fenomenologa de
estos eventos puesto que sus efectos son catastrficos, por tanto
deben realizarse mediciones geodsicas peridicas en estos complejos
volcnicos para verificar la evolucin de la estabilidad de sus
flancos.
En el extremo NW de Arequipa se han reconocido dos eventos de
avalancha de escombros en los valles de Majes y Cotahuasi, en las
inmediaciones de las localidades de Chuquibamba y Cotahuasi
respectivamente, estos eventos tienen relacin a la actividad de los
volcanes Coropuna y Firura.
1021
-
El volcn Coropuna est constituido por una estructura basal del
Plioceno inferior parcialmente destruida y altitudes comprendidas
entre 4200 y 5000 m, sobre la que durante el Plioceno superior y el
Pleistoceno se ha levantado un conjunto de edificios colindantes
cuyas cumbres superan los 6000 m. En la actualidad, el rea de
cumbres del Nevado Coropuna est cubierta por un sistema glaciar de
50 km2 aproximadamente. Se trata de la masa de hielo tropical ms
grande de la Tierra, superada slo por el casquete glaciar Quelcaya
de la cordillera oriental de los Andes Centrales, y es con
diferencia la mayor de las que estn emplazadas sobre volcanes
(Ubeda, 2010).
El basamento sobre el que se ha edificado el complejo volcnico
Nevado Coropuna consiste en una secuencia de niveles litolgicos con
propiedades diferentes (resistencia mecnica o qumica,
permeabilidad, porosidad, solubilidad), que la accin combinada del
levantamiento tectnico y la erosin fluvial han dejado al
descubierto en las escarpadas vertientes de los valles.
Posteriormente, la erosin diferencial de esos niveles desestructur
el conjunto, inestabilizndolo y generando las condiciones propicias
para que sucediesen grandes deslizamientos, como consecuencia de
sismos tectnicos, colapsos gravitatorios o por cualquiera de las
causas explicadas con anterioridad.
Avalancha de escombros Chuquibamba
El volcn Coropuna aparece emplazado sobre un conjunto de
deslizamientos gigantes que afectaron el borde del altiplano
generando las depresiones de dimensiones kilomtricas en las
inmediaciones de la localidad de Chuquibamba. Los depsitos de la
avalancha de escombros que se extiende vertiente abajo durante
decenas de km y estn profundamente incididos por la red de drenaje.
Las parcelas agrarias ocupan las laderas de topografa escalonada
cuyos depsitos se desplazaron vertiente abajo conformando la
topografa escalonada en la que se asienta la localidad de
Chuquibamba.
Por otra parte el evento de colapso Chuqibamba est relacionado
con el colapso de una parte alta del altiplano. Construido de igual
manera de ignimbritas de 5 Ma de edad. La cicatriz dejada por este
colapso tiene una forma alargada de 11 por 6 km de dimetro con una
profundidad de 0.15 km. Este colapso gener una avalancha de
escombros que recorri al menos 26 km desde las paredes del escarpe,
con un ancho del valle en donde se emplaz de 2-3 km, desarroll
montculos constituidos por megabloques de ignimbrita de color rosa,
en una abundante matriz, aun en facies proximales. Los montculos
miden 200 metros de dimetro y 25 metros de altura constituidos por
bloques en rompecabezas. Se ha estimado un rea de 70 km2 para este
depsito de avalancha de escombros, que multiplicado por un espesor
promedio de 60 metros,
arroja un volumen preliminar de 0.9 km3. Es muy probable que el
depsito haya bloqueado partes del drenaje de este valle, ya que se
han reconocido depsitos de flujos de escombros con componentes muy
similares y ms aun, en ocasiones con bloques con estructura en
rompecabezas.
Avalancha de escombros Cotahuasi
El poblado de Cotahuasi se emplaza sobre un depsito de
ignimbritas que obtur el ro del mismo nombre. Este depsito provino
de un evento de avalancha de escombros por el colapso de un crter
antiguo del volcn Firura en el borde del altiplano con un desnivel
de ms de 2000 m. La dinmica que experimenta el material en el
interior del flujo produce transformaciones en sus componentes que
influyen en la naturaleza del proceso. Las ignimbritas tienen
tendencia a triturarse muy rpidamente durante la avalancha,
generando una fraccin fina que engloba a las partculas de mayor
tamao, y constituyen una masa que se desplaza velozmente valle
abajo y se deposita de una sola vez. Todo este proceso genera una
topografa escalonada en donde se localiza Cotahuasi.
Por un lado se tiene al evento de colapso Cotahuasi, el cual
corresponde a un colapso de una parte alta en el altiplano
constituida de mantos extensos de ignimbrita de edad pliocena (5 Ma
aproximadamente), dicho colapso dej una estructura semicircular de
12 por 4 km de dimetro orientada hacia el SE. Este colapso gener
una avalancha de escombros la cual fue emplazada en el Valle
Cotahuasi, choc con las paredes de la Cordillera Occidental y fue
desviada hacia el sur, recorriendo 45 km, con un ancho promedio del
valle de 2 km. Evidencias de campo sugieren que esta avalancha
bloque el drenaje principal del ro Cotahuasi, originando una
represa natural misma que eventualmente cedi y gener flujos de
escombros, los cuales corrieron ro abajo por una distancia hasta
ahora desconocida.
Es posible reconocer en zonas proximales estructuras de
montculos de 0.3 km de dimetro y 50 metros de altura, hechas de
megabloques de ignimbrita, los montculos disminuyen de dimensiones
conforme se alejan de la fuente y adems en general todo el depsito
de avalancha de escombros est enriquecida en matriz. El rea mnima
cubierta por este depsito de avalancha de escombros es de 90 km2 y
un espesor promedio de 80 metros, por lo que se ha estimado un
volumen preliminar de 1.6 km3.
En general los montculos estn rodeados de partes muy planas, las
cuales corresponden a los depsitos de lahares asociados con este
evento as como otros posteriores, de edad ms reciente.
1022
-
4 Conclusiones
Las avalanchas de escombros son uno de los tipos de movimientos
en masa ms destructivos que existen. Estos eventos se caracterizan
porque entierran y destruyen lo que encuentran a su paso y alteran
enormemente la topografa.
En el Per, se ha identificado este tipo de evento en la Regin
Arequipa, en los valles de Colca, Cotahuasi y Majes. Tambin en
otros volcanes pero no se han tomado en cuenta en este estudio.
El depsito de avalancha de escombros en Cotahuasi corresponde a
un colapso de una parte alta en el altiplano constituida de mantos
extensos de ignimbrita de edad pliocena (5 Ma aproximadamente),
dicho colapso dej una estructura semicircular de 12 por 4 km de
dimetro orientada hacia el SE. Este colapso gener una avalancha de
escombros la cual fue emplazada en el Valle Cotahuasi, choc con las
paredes de la Cordillera Occidental y fue desviada hacia el sur,
recorriendo 45 km, con un ancho promedio del valle de 2 km.
Evidencias de campo sugieren que esta avalancha bloque el drenaje
principal del ro Cotahuasi, originando una represa natural misma
que eventualmente cedi y gener flujos de escombros, los cuales
corrieron ro abajo por una distancia hasta ahora desconocida.
Presenta las siguientes dimensiones: 90 km2 de rea y 1.6 km3 de
volumen aproximadamente.
El evento de inestabilidad en Chuquibamba est relacionado con el
colapso de una parte alta del altiplano. Construido de igual manera
de ignimbritas de 5 Ma de edad. La cicatriz dejada por este colapso
tiene una forma alargada de 11 por 6 km de dimetro con una
profundidad de 0.15 km. Este colapso gener una avalancha de
escombros que recorri al menos 26 km desde las paredes del escarpe,
con un ancho del valle en donde se emplaz de 2-3 km, desarroll
montculos constituidos por megabloques de ignimbrita de color rosa,
en una abundante matriz, aun en facies proximales. Se ha estimado
un rea de 70 km2 para este depsito de avalancha de escombros, que
multiplicado por un espesor promedio de 60 metros, arroja un
volumen preliminar de 0.9 km3.
El conocimiento de la fenomenologa de este tipo de eventos es
importante para la toma de medidas de mitigacin y prevencin de
desastres.
Referencias
Olschausky, E. & Dvila, D., 1994. Geologa de los cuadrngulos
de Chuquibamba y Cotahuasi. Instituto Geolgico, Minero y Metalrgico
del Per (INGEMMET), Lima (Per), 118 pp.
Thouret, J.C., Mamani, M., Wrner, G., Paquereau-Lebti, P.,
Gerbe, M.C., Delacour, A., Rivera, M., Cacya, L., Mario, J. &
Singer, B., 2008. Neogene ignimbrites and volcanic edifices in
southern Peru: Stratigraphy and time-volume-composition
relationships, 7th International Symposium on Andean Geodynamics
(ISAG 2008), Niza (Francia), pp. 545-548.
Ubeda J. (2010) El impacto del cambio climtico en los glaciares
del complejo volcnico Nevado Coropuna. Tesis Doctoral. Universidad
Complutense de Madrid, Espaa, 542pp.
1023
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El represamiento y aluvin del rio Santa Cruz, Cordillera Frontal
(3140'S), Provincia de San Juan, Argentina
Daniel J. Perez1, Patrcio Dodorico2, Nicolas Sequeira3, Luis
Fauque 3,4 1 IDEAN, Lab. Tectnica Andina, Dpto. Geologa, FCEN,
Universidad de Buenos Aires.
2 ArPetrol Argentina S.A., Buenos Aires.
3 Servicio Geolgico Minero Argentino (SEGEMAR).
4 Departamento de Ciencias Geolgicas, FCEyN, Universidad de
Buenos Aires
*E-mail: [email protected]
Resumen. En la regin de los Andes Principales de San Juan,
existe una alta concentracin de deslizamientos, cuyos depsitos han
originado represamientos naturales; siendo el colapso de estos
diques el proceso evolutivo ms probable de estas geoformas. En este
trabajo se analizan, la formacin del dique natural de la laguna Los
Erizos sobre el Ro Santa Cruz; el colapso del dique y su
consecuente aluvin; y las caractersticas morfolgicas de la regin de
estudio. El uso de fotos areas e imgenes satelitales, indican el
deslizamiento de la ladera occidental de la cordillera de Santa
Cruz como la causa para la formacin del dique. El aumento del nivel
de agua hasta alcanzar la cota mxima del dique, produjo el inicio
del drenaje del lago sobre el dique, causando erosin,
debilitamiento, rotura, colapso de la represa y aluvin del 12 de
noviembre de 2005. El anlisis temporal de imgenes satelitales sobre
la laguna, permiti el monitoreo de la cuenca del ro San Juan, y las
poblaciones localizadas aguas abajo. El aluvin del 12 de noviembre
de 2005, descarg 32.100.000 m3 y recorri 254 km en aproximadamente
12 horas.
Palabras Claves: aluvin, colapso, presa, dique, colapso,
Cordillera Frontal, San Juan.
1 Introduccin
En el presente trabajo se analiza el endicamiento y rotura
producido en la regin de los Erizos el ro Santa Cruz, ocurridos
durante el 2005, como as tambin sus consecuencias aguas abajo
dentro de la cuenca hdrica del ro San Juan. La regin se enmarca
dentro de la estratigrafa y estructura en el sector de los Andes
principales al oeste de la cordillera de Santa Cruz, y que
correspondera a las estribaciones septentrionales de la faja
plegada y corrida de La Ramada, provincia de San Juan, Argentina.
La regin del endicamiento se localiza en el lmite de las
cordilleras Principal y Frontal. La estratigrafa se compone de un
basamento permotrisico, una secuencia mesozoica y unidades
volcnicas terciarias poco desarrolladas. La estructura
aparentemente activa, comprende un estilo de piel fina (thin
skinned) seguido de otro en evolucin, de piel gruesa (thick
skinned) con inversin tectnica que involucra al basamento
permotrisico de la regin. El rea de estudio se sita en el sector
sudoccidental de la provincia de San Juan, en el departamento de
Calingasta, a unos 80 kilmetros al oeste de la localidad de Barreal
(Figs. 1 y 2). El represamiento del dique natural Los Erizos
se localiza en 3140'45"S y 7017'40"O. La comarca se caracteriza
por su relieve montaoso, con alturas que superan los 4.500 m s.n.m.
Los principales valles son surcados por cursos de agua permanentes,
el ms importante de los cuales es el ro Santa Cruz. La estratigrafa
de la regin est compuesta por un basamento Paleozoico, secuencias
Permo-Trisicas y Mesozoicas y una cobertura Cenozoica. La
estructura regional presenta un estilo dominante de piel gruesa,
que involucra a todas las secuencias de la regin.
2 Estratigrafa y estructura
La unidad ms antigua corresponde al Grupo Choiyoi, constituido
por coladas riolticas y flujos ignimbrticos. Estas rocas forman la
litologa principal de la cordillera de Santa Cruz y estn intruidas
por granitoides de posible edad trisica (Ramos et al., 1993). Estos
presentan trminos ms tonalticos con abundantes xenolitos mficos,
gbricos a diorticos, de grano fino a intermedio y con formas
elipsoidales. Son rocas calcoalcalinas asociadas a un volcanismo de
intraplaca extensional (Prez y Ramos, 1996). Contina en
discordancia angular la secuencia mesozoica de la Formacin Rancho
de Lata, formada por 200 m de conglomerados clasto sostn mal
seleccionados y coladas riolticas; son secuencias de un rift de
edad trisica superior a jursica inferior (lvarez, 1996). En
discordancia angular se apoyan los depsitos marinos de la Formacin
Los Patillos; constituida por areniscas calcreas oolticas de edad
pliensbachiana superior a caloviana media (lvarez, 1996). Por
encima y en paraconcordancia, se encuentra la Formacin La Manga con
14 a 20 m de brechas calcreas y margas oolticas de edad caloviana
inferior a oxfordiana media-superior. Junto con Los Patillos,
representa facies de subsidencia trmica de postrift y somerizacin
de la plataforma (lvarez, 1996). Sin relacin estratigrfica se
encuentra la Formacin Auquilo constituida por yesos con textura
sacaroide y localizado sobre la falla Pelambres en el ro de la
Carnicera. En relacin discordante sobre las calizas de La Manga,
continan los depsitos Jursico superior de la Formacin Tordillo
formados por 300 m de conglomerados polimcticos rojos medianos y
sabulitas. Estos presentan un sector con un delgado nivel de
ignimbritas de 60 cm con abundantes litoclastos y otro con un
potente nivel de coladas andesticas; ambos alojados entre los
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conglomerados fluviales. Son depsitos continentales de abanicos
aluviales y ros entrelazados, desarrollados en una cuenca de
intraarco, asociados a un rgimen extensional y que marcan la
culminacin del ciclo jursico en la regin (Cristallini, 1996).
Continan las secuencias cretcicas con depsitos volcnicos y
volcaniclsticos continentales de la Formacin Cristo Redentor. Estn
formados por
