Geología deslizamientos ruta 126 - Méndez et al

Méndez, J., Soto, G.J., Zamora. N., Vargas, A., Sjöbohm, L., Bonilla, E., Barahona, D., Solís, L., Kycl, P., & Baroň, I. 1

X Congreso Nacional de Geotecnia San José, Costa Rica – Agosto 2009

GEOLOGÍA DE LOS DESLIZAMIENTOS PROVOCADOS POR EL TERREMOTO DE CINCHONA, COSTA RICA (MW 6,2; 8 DE ENERO

DEL 2009) EN LA RUTA 126 (VARABLANCA – SAN MIGUEL)

Joanna Méndez1, Gerardo J. Soto2, 3,, Natalia Zamora1, Alberto Vargas2, Linda Sjöbohm1, Esteban Bonilla4, Dione Barahona1, Leonardo Solís5, Petr Kycl6 &

Ivo Baroň6

RESUMEN

Durante el terremoto de Cinchona (Mw 6,2) del 8 de enero del 2009, se produjeron deslizamientos en el área mesosísmica principalmente hasta una distancia de ~8 km del epicentro, entre los volcanes Poás y Barva, formando un óvalo de ~180 km2 de afectación. Los efectos generados por los deslizamientos colaterales abarcan modificaciones ambientales, daños a vivienda, servicios públicos, agricultura, ganadería, turismo, infraestructura vial y la pérdida de vidas humanas (29 de 30 fallecidos o desaparecidos fueron por deslizamientos).

La ruta 126 corre aproximadamente paralela a la margen izquierda del río Sarapiquí, sector de mayor impacto sísmico. Fue afectada por unos cincuenta deslizamientos (y cerca de otros quince menores): 30% rotacionales con profundidades aproximadas entre 10-30 m y el restante 70% son flujos regolíticos, generados en parte por efecto de sitio, debido a la amplificación de la onda sísmica, con unos pocos de caída de bloques.

Es posible establecer una correlación directa entre el tamaño y densidad areal de deslizamientos con respecto a la geología: las zonas más afectadas se encuentran en tefras meteorizadas (VP=0,2-0,3 km/s) y en lavas y brechas de las unidades Paleo-Barva y Paleo-Poás (edades 200?-320? ka), fuertemente meteorizadas (VP=1,1-1,4 km/s). Los tramos sobre depósitos de tefras con pendiente >30º han sido afectados severamente por los deslizamientos, mientras los tramos sobre lavas y secuencias lavas-tefras-lavas han tenido un comportamiento más competente, en zonas que presentaban ángulos entre 30-50º. Todas estas áreas experimentaron aceleraciones pico >0,6 g. Se han identificado áreas de movimientos en masa previos, que con el evento sísmico presentaron reactivación. Las áreas donde se realizaron rellenos al borde de ladera cedieron parcial o totalmente, evidenciando deficiencias en la compactación del terreno y diseño de taludes en áreas de alta pluviosidad y afectación sísmica.

Este evento sísmico deber brindar un aprendizaje sobre la planificación, construcción y reconstrucción de vías de transporte con altos estándares de seguridad para el transeúnte. Es necesario incorporar en futuros diseños viales, herramientas vinculadas con estudios geológicos, geotécnicos,



sismológicos, geofísicos, acelerográficos y de taludes, para contribuir con la gestión del riesgo en nuestras carreteras. 1

ABSTRACT During the Cinchona Earthquake (Mw 6.2), January 8, 2009, landslides were produced in the

mesoseismic area, mainly up to a distance of ~8 km from the epicenter, between Poás and Barva volcanoes, forming an affected oval area ~180 km2. The effects caused by landslides include environmental changes, and damages to housing, public services, agriculture, cattle, tourism, road network and casualties (29 out of 30 killed or missing people were caused by landslides).

Route 126 runs approximately parallel to the left margin of Sarapiquí river, area of the highest seismic impact. It was affected by some fifty landslides (plus other fifteen minor slides): 30% rotational with depths between 1-30 m and the other 70% are regolith flows, partly generated by site effects, due to an amplification of the seismic wave, and a few of rock falls.

It is possible to establish a direct correlation between size and areal density of landslides, and geology: the most affected areas are on weathered tephras (VP=0.2-0.3 km/s), and on lavas and breccias of the Paleo-Barva and Paleo-Poás units (ages >200?-320? ka), also deeply weathered (VP=1.1-1.4 km/s). Sections on tephra deposits with slopes >30° have been severely affected by landslides, while sections on lavas and sequences of lavas-tephras-lavas have had a more competent behavior, even in areas where slope angles are between 30-50°. All these sites experimented peak accelerations >0.6 g. There were also identified areas where previous active mass movements have been reactivated during this earthquake. Areas where land fills were made near the slope edges, partially or totally failed, evidencing deficiencies in compaction and slope design in these areas with high rainfall and susceptible to seismic affectation.

This seismic event should provide an apprenticeship on the planning, construction and reconstruction of transportation ways with high safety standards for users. It is necessary to include in future road designs, tools linked to geological, geotechnical, seismological, geophysical, accelerographic and slope studies, for contributing to the risk management of our roads.

1: Geólogas consultoras, San José, Costa Rica; cibercorreos: [email protected], [email protected], [email protected], [email protected] 2:Instituto Costarricense de Electricidad, San José, Costa Rica; cibercorreos: [email protected]., [email protected] 3: Universidad de Costa Rica, San José, Costa Rica, 4: Dirección de Geología y Minas, MINAET, San José, Costa Rica, cibercorreo: [email protected]. 5: GeoPhysical Experts, San José, Costa Rica, cibercorreo: [email protected]. 6: Servicio Geológico de la República Checa, Praga, cibercorreos: [email protected], [email protected]



INTRODUCCIÓN Los deslizamientos inducidos por terremotos son uno de los diversos efectos sísmicos que

generan importantes daños en la infraestructura vial, principalmente cuando el trazo de la vía se ha efectuado en áreas que reúnen condiciones topográficas, litología, humedad y geometría del talud, vulnerables a las condiciones dinámicas generadas por un sismo. El riesgo de los deslizamientos inducidos por sismos depende de su abundancia, movimiento y la distribución geográfica en relación con la población civil y la infraestructura vial.

El Terremoto de Cinchona ocurrió a las 13:21 del 8 de enero del 2009, a una profundidad de 4,5 km, con epicentro localizado en 10º11,52’ N, 84º10,70’ W (241605 N y 516697 E en coordenadas Lambert Costa Rica Norte; Figura 1). Múltiples daños en diferentes frentes, así como 25 muertos y 5 desaparecidos (29 de 30 por deslizamientos) fueron sus consecuencias principales.

Figura 1: Ubicación del área de estudio (arriba) y detalle en modelo de elevación digital (abajo) que muestra la ruta 126, el epicentro y las isosistas obtenidas por la Red Sismológica Nacional (RSN).



Los deslizamientos inducidos por el Terremoto de Cinchona se hicieron sentir sobre la ruta nacional 126 (tramo Varablanca - Río Ángel), muy cercana al área epicentral, inmersa en una zona de parajes montañosos con pendientes topográficas >25º, sumado a la presencia de litologías con diferente grado de compactación y en especial al diseño de taludes para el trazo de la carretera que inicialmente sobrepasaba los 45º e incluso algunos taludes presentaban inclinación seudo-vertical, favoreciendo su ocurrencia generada por la sacudida sísmica.

Sobre la ruta 126 (tramo Varablanca - Río Ángel) los deslizamientos más numerosos se presentaron en tefras, así como en suelos pobremente compactados. También ocurrieron hundimientos en suelo y deslizamientos en rocas sanas y meteororizadas. Además, los deslizamientos preexistentes fueron reactivados en respuesta a la vibración sísmica. Los deslizamientos son rotacionales, caída de bloques y flujos de detritos superficiales regolíticos. Los movimientos en masa rotacionales desplazaron volúmenes entre 7,5 x 103 y 3,5 x 105 m3, en su mayoría tefras y en pocos casos una combinación de rocas volcánicas hidrotermalizadas y tefras, que se movilizaron sobre una zona de ruptura diferenciable. Los flujos regolíticos movilizaron material constituido principalmente por suelo y tefras que perdieron cohesión por la vibración sísmica, desplazándose sobre un plano discreto de ruptura, afectado severamente al menos 9,2 km del total de 14,5 km evaluados, es decir un 63%.

El estudio de las condiciones geológicas, geotécnicas, geofísicas y las formas geométricas del talud constituyen herramientas cuya integración permiten anticipar la respuesta del terreno ante sacudidas sísmicas o eventos hidrometeorológicos capaces de generar deslizamientos. Deben plantearse de antemano obras estructurales correctivas que coadyuven a aumentar los factores de seguridad en obras civiles e infraestructura vial. Los resultados del presente estudio pueden ser utilizados como base para análisis posteriores que pretendan delimitar en detalle el estado de la condiciones geomecánicas de la ladera sobre la que se trazó la ruta 126, e implementar de forma oportuna las medidas correctivas que ofrezcan una vía de transporte con altos niveles de calidad y seguridad.

GEOLOGÍA DE LA RUTA 126 Y ALREDEDORES El epicentro del terremoto se encuentra en las faldas orientales del volcán Poás, cerca de

donde se interdigitan los macizos volcánicos del Poás y Barva, que se han formado por el apilamiento de volcanitas durante tres etapas durante casi un millón de años: Protocordillera, Paleocordillera y Neocordillera (Soto, 1994; Gans et al., 2002; 2003). El río Sarapiquí forma un profundo valle en la divisoria cóncava donde convergen ambos macizos, mostrando la geología aflorante más antigua, mientras que sus tributarios principales al oriente exponen la geología del macizo del Barva y al occidente, la del Poás. La geología se basa en el trabajo de Soto (1999), se muestra en la Figura 2 (como unidades litológicas sin fallas, comparada además con los deslizamientos) y la secuencia estratigráfica se detalla en la Figura 3.

Basamento local La secuencia aflorante más antigua fue nominada Unidad Río Sarapiquí (SAR en Figs. 2 y

3): mayoritariamente brechas y tobas de flujo, epiclastos y lavas subordinadas, y coronada por la



ignimbrita de la Formación Tiribí, que aflora en la intersección entre los ríos María Aguilar y Sarapiquí (Soto et al., 2008). Las lavas predominantes son andesitas basálticas con piroxenos y olivino subordinado. La edad de las ignimbritas es 322 ka (Pérez et al., 2006), por lo que la secuencia es más antigua que esta, especulativamente hasta ~500 ka, y corresponde con la Paleocordillera Central.

Paleo-Poás y Paleo-Barva Las unidades Paleo-Poás y Paleo-Barva (al oeste y este del río Sarapiquí,

respectivamente) sobreyacen discordantemente a la Unidad Río Sarapiquí. Los criterios para mapear estas unidades han sido morfológicos y estratigráficos, pero aún se carece de edades radiométricas en detalle.

Paleo-Poás (PPO) se compone mayoritariamente de lavas, y minoritariamente de brechas, tobas y epiclastos interdigitados. La composición petrográfica de las lavas es desde andesitas basálticas con uno o dos piroxenos hasta basaltos (piroxeno + olivino).

Paleo-Barva (PBA) está caracterizada por una secuencia de lavas, así como brechas y tobas subordinadas. Las lavas más ampliamente distribuidas son andesitas ácidas con alto potasio, con un 50% de cristales sobresalientes de plagioclasas tabulares.

Hacia el norte de la Hoja Poás, en la Hoja Río Cuarto, afloran lavas andesíticas de Paleo-Barva, que han sido datadas por Carr et al. (2007) entre 200-260 ka, y que fueron correlacionadas temporalmente con el Miembro Bermúdez del Neo-Barva, al sur del macizo del Barva (Arredondo & Soto, 2006; Soto & Arredondo, 2007). Con base en lo expuesto, se sugiere que Paleo-Barva y Paleo-Poás tengan edades entre 200-320 ka.

El macizo del Barva Las unidades Neo-Barva, Pozo Azul y las del volcán Cacho Negro sobreyacen a

PaleoBarva en el macizo del Barva (y por lo tanto con edades posibles <200 ka).

Neo-Barva (NBA) es una compleja secuencia, cuyas lavas son mayoritarias e intercaladas con una serie de tobas de flujo y epiclastos. Predominan andesitas basálticas con alto potasio y con dos piroxenos y microfenocristales de olivino. La morfología suave del sector septentrional del volcán obedece a que las coladas de lava están sobreyacidas por piroclastos de un enorme flujo de pómez proveniente del Barva, que suaviza la morfología, tapizándola. Junto con otros paquetes de tefras, afloran desde Cinchona hacia el sur hasta gran parte de la Hoja Barva en el flanco sur del Poás. Probablemente la “lapilli tuff” que Prosser & Carr (1987) atribuyen al Poás, sea este paquete de pómez o al menos uno, y la muestra datada por ellos con radiocarbón, documente más bien un gran evento pliniano (quizás caldérico) del Barva, hace unos 40 ka.

La Unidad Pozo Azul (PA) es más joven y superpuesta a las lavas de la Unidad Neo-Barva, formando un pequeño escudo de lavas, en donde se identifican los conos Pozo Azul y Río Peje como las fuentes de sus rocas. Las lavas inferiores son andesitas basálticas con alto potasio (plagioclasa tabular de varios mm + piroxeno) y las superiores son afaníticas, muy vesiculares, con estructuras de flujo y profusamente lajeadas.



Figura 2: A) Mapa con unidades litológicas (modificado a partir de Soto, 1999) sobre el modelo de elevación digital en un corredor a lo

largo de la ruta 126, y el epicentro. B) Deslizamientos en el mismo corredor de A (modificado a partir de la Fig.4.1 de Alvarado, 2009 y nuevo trabajo de campo).



Figura 3: Esquema estratigráfico del área epicentral y periférica del terremoto. Las siglas tal cual la

figura 2 y el texto. Edades posibles en miles de años (ka).

El volcán Cacho Negro (CN) parece estar formado mayoritariamente por lavas, de las cuales un par de análisis químicos indican que son andesitas basálticas (Malavassi, 1991; p. 432). El cráter abierto hacia el WNW está cortado por una falla vertical que secciona al volcán de este a oeste, que ha favorecido su erosión. Hay dos conos piroclásticos (Cachito 1 y 2) en su parte sur.

El macizo del Poás Las unidades Von Frantzius, Neo-Poás, Congo y Bosque Alegre, sobreyacen a PaleoPoás

en el macizo del Poás (y por ende con edades posibles <200 ka).

En la Unidad Von Frantzius (VFR) predominan las coladas de lava procedentes del cono Von Frantzius, interdigitados con brechas y epiclastos, y sobreyacidos por delgados depósitos epiclásticos y piroclásticos. Se pueden reconocer por lo menos cinco campos de coladas de lava superpuestos: el más antiguo del lado noroccidental del volcán, luego las lavas Cariblanco (tres campos aflorantes al noreste) y por último las lavas Ángel, aflorantes al sur del caserío de Cariblanco. Las lavas Cariblanco son andesitas basálticas con dos piroxenos y olivino subordinado, y se distinguen de las Ángel porque éstas tienen una textura más porfirítica (alrededor de 70% de cristales contra 40% de las otras) y con olivino, en conjuntos glomeroporfiríticos (plagioclasa+ortopiroxeno+olivino±clinopiroxeno). Químicamente, las Ángel son más básicas (menos sílice, más magnesio) a pesar de que ambas son andesitas basálticas. La edad de este volcán ha sido estimada por Prosser & Carr (1987), en unos 40 ka. Se estima que las últimas coladas del Von Frantzius podrían tener una edad máxima de 10 ka, y por lo tanto el Von Frantzius se habría desarrollado entre hace 40 y 10 ka.

Neo-Poás (NPO) comprende los productos emitidos de los cráteres Botos y Principal del Poás. Las lavas del Botos rellenan principalmente el piso de la cúspide del Poás, limitadas por escarpes de fallas, y son basaltos y andesitas basálticas (Prosser & Carr, 1987; Cigolini et al.,



1991; Malavassi, 1991). Los depósitos del cráter Principal son mayoritariamente piroclásticos distribuidos alrededor del cráter. Prosser & Carr (1987) documentan tres eventos de colapso interno del cráter, e identifican tres flujos de lava que habrían sido eruptados del cráter hacia el norte y noroeste, antes de su primer y principal colapso, y dos lavas posteriores a él.

El cerro Congo (CC) es un estratocono, cuya parte proximal expone basaltos porfiríticos (plagioclasa+olivino±piroxeno). En la parte nororiental del Congo son andesitas basálticas, algunas porfiríticas, algunas afíricas y se extienden hasta el maar de Hule, sitio en donde fueron voladas durante la génesis del maar. En la parte distal se incluye la cobertura de epiclastos y piroclastos de flujo. En los ríos María Aguilar y Sardinal aflora un espeso depósito de lodo que contiene numerosas bombas de una lava afírica vítrea (basalto), de tamaño centimétrico a métrico. Se interpreta como un enorme lahar originado durante la evacuación explosiva de las bombas contenidas, el cual es en parte sobreyacido por lavas de composición similar.

La Unidad Bosque Alegre (BA) comprende los productos emitidos desde el maar de Hule y el cráter de explosión Pata de Gallo. Sobreyacen a los productos del volcán Congo. Son piroclastitas de oleadas, flujo, caída, cuyos detalles estratigráficos y sobre la génesis del maar han evolucionado en los trabajos de Soto (1990, 1999) y Alvarado & Salani (2004, 2009), en donde se concluye que este maar se formó hace 6,1 ka, con erupciones piroclásticas de andesitas ácidas. Luego ocurrió una lava y un cono de piroclastos doble intramaáricos, que son basaltos con olivino (sílice entre 50-51%: Tournon, 1984; Prosser & Carr, 1987; Malavassi, 1991).

1.1.5. Sedimentos fluviales y epiclásticos inconsolidados (Qal) Son abundantes en el extremo noroccidental de la Hoja Poás, y representan las facies

distales del Congo y los depósitos de piedemonte del escarpe de San Miguel. Se incluyen también los sedimentos depositados en el río María Aguilar, particularmente aguas arriba del puente de la carretera principal. Esta cuenca pequeña, de más características fluviales que lacustres, se originó por el basculamiento y plegamiento originado por la falla-pliegue del escarpe de San Miguel, que represó ligeramente el río y actuó como cuenca de depositación de sedimentos finos volcaniclásticos poco retrabajados.

Además, existen una serie de terrazas colgadas adosadas a las paredes del río Sarapiquí, en dos niveles: uno cerca de 120 m sobre el cauce actual y otro entre los 10 y 50 m sobre el cauce actual. Muestran una compleja anatomía de lóbulos fluviales intercalados con otros lóbulos de lahares y hasta coluvios, cuyo espesor conjunto alcanza las decenas de metros. Parecen documentar al menos dos períodos de levantamiento intenso y quizás rápido.

DESCRIPCIÓN DE LOS DESLIZAMIENTOS EN LA RUTA 126 ENTRE VARABLANCA Y RÍO LA PAZ

Los deslizamientos inducidos por el Terremoto de Cinchona generaron un importante impacto ambiental así como pérdidas económicas y daños sobre la ruta 126. En el presente artículo se dividieron para su estudio en deslizamientos rotacionales, flujos regolíticos y caída de bloques, según el tipo de litología, depósito y la morfología resultante (cf. Ferrer et al., 1987). No



obstante, en algunos casos pudo generarse movimientos de mayor complejidad que involucraron desplazamientos tipo flujos-avalanchas o deslizamientos rotacionales-flujos-avalanchas, en respuesta a la aceleración sísmica incitada por el terremoto. La figura 4 muestra la clasificación de la pendiente de la ladera sobre la que se trazó la ruta 126. Gran parte de los movimientos en masa se concentró en áreas donde las laderas presentaban pendientes >30º de inclinación. Los esquemas mostrados en las figura 5 representan gráficamente el tipo de deslizamiento y flujos.

Figura 4: Mapa de clasificación de pendientes, en el área donde se trazó la ruta 126 (Varablanca-

Cariblanco) con los segmentos mencionados en este trabajo, y ubicación de principales deslizamientos.



Figura 5: a: Esquema que muestra el tipo de deslizamiento rotacional (p.ej., observado en el sector de la iglesia de Cinchona y soda La Estrella). b y c: Los tipos de flujos más comunes ocurridos en la ruta 126

(Modificado de Gonzáles de Vallejos et al., 2002).

Deslizamientos rotacionales Los deslizamientos rotacionales evaluados se caracterizaron por presentar una superficie

de ruptura curvada con movimientos que consistieron en un descenso masivo y rápido de materiales que fluyeron por gravedad a lo largo de la pendiente. Entre los principales sectores afectados por este tipo de movimiento en masa se encuentran los siguientes (Tabla 1; en paréntesis las coordenadas Lambert Costa Rica Norte):

1. Deslizamiento Aserradero Morera (240,32N – 519,14E): No está muy definido debido a que presenta varios desplazamientos con flujos de lodo asociados. Es probable que posea una corona principal alargada y al igual que en el deslizamiento de la Soda El Tramo, ambas coronas laterales se reflejan por medio de una grieta abierta en la carretera. Se calcula que el volumen desplazado en la sección superior del deslizamiento es ~7,8 x 103 m3 de tefras de la Unidad Paleo-Barva. Afecta una ladera con tacotales, pastizales, el Aserradero Morera y la ruta 126. El mecanismo disparador fue la aceleración dinámica del suelo por las ondas sísmicas, sumado a la fuerte pendiente de las laderas.

2. Deslizamiento en la Soda El Tramo Lo Nuestro (241,34N – 519,46E): Se ubica a 2,8 km de la zona epicentral. Se calcula que la masa desplazada por este deslizamiento es ~7,5 x 103 m3 de tefras de la Unidad Paleo-Barva. Abarcó unos 34 m de diámetro, 42 m de largo y 10 m de profundidad del plano de superficie. El deslizamiento está compuesto por dos bloques de material que forman la corona principal con morfología semicircular. Dicha corona presenta grietas de retroceso concentradas en el sector sur y desplazamiento de material formando escalones. Además, la corona se manifiesta en la carretera con grietas de hasta 20 cm de desplazamiento. Presenta afectación de infraestructura de la soda y la vía nacional (Figura 6).

3. Deslizamiento San Rafael (239,90N – 520,71E): Concretamente no se ubica sobre la ruta 126, sin embargo geológicamente constituye uno de los principales eventos de movimientos en masa por el efecto sísmico que afectó la zona Varablanca – Cinchona. Su ubicación respecto al sitio del epicentro es cercana a los 4,4 km. El volumen calculado para este movimiento es de 2,35 x 105 m3, con dimensiones que alcanzaron uno 150 m de de diámetro, 150 metros de longitud desde la corona hasta el final del plano de deslizamiento y 15 metros de profundidad del plano de deslizamiento, desarrollado sobre tefras de la Unidad Paleo-Barva (Figura 6).



Se trata de un deslizamiento con plano rotacional y la formación de un lóbulo frontal definido. La corona es semicircular y tuvo una evolución en al menos tres bloques que no han sido discrimindos volumétricamente. Afectó la carretera a San Rafael, una lechería y dos viviendas. Sobre los planos se observaron al menos tres fases de estrías en sentido noreste. El retroceso del deslizamiento es con la formación de pequeños desprendimientos de material hacia el sector sur de la carretera (deslizamientos contra-corona). El lóbulo frontal se depositó en el cauce del río San Rafael, permitiendo que el aporte de agua formara una avalancha de lodo.

4. Deslizamiento iglesia de Cinchona (244,97N – 517,95E): Para este deslizamiento se ha calculado que el volumen principal de la masa deslizada es ~3,5 x 105 m3. No obstante, durante el descenso súbito de la masa movilizada, esta pudo incorporar mayor cantidad de material y aumentar significativamente el volumen del depósito. Su cercanía al sitio epicentral es de unos 3,6 km. El deslizamiento se desarrolló sobre la Unidad Paleo-Poás, predominantemente sobre depósitos de cenizas y lapilli. Topográficamente, Cinchona se ubica en un espinazo que está limitado por dos cañones profundos, situación que provocó que se formaran al menos 4 deslizamientos en la cara oeste de la ladera y un deslizamiento profundo con dirección al este (cauce del río La Paz). Los 4 deslizamientos formados hacia el oeste de Cinchona tienen un plano rotacional muy evidente cuyo depósito se acumuló en el cauce de la quebrada Planta (Figura 6). Debido a la cercanía entre el cauce y la corona de los deslizamientos, no se formó un lóbulo frontal característico de este tipo de movimientos en masa. En su lugar el depósito se orientó a lo largo de la ladera formando un patrón festoneado.

El deslizamiento principal posee un plano rotacional profundo sin un desarrollo de lóbulo frontal, por la presencia del cañón del río La Paz, el cual provoca que el material deslizado se desplace en forma de flujo de lodo hacia el cauce del río. En el sector de la corona principal se observan hundimientos y grietas de retroceso, indicando que existe volumen por desplazarse, que podría afectar la iglesia ya de por sí dañada. Aún debe aclararse si dicho deslizamiento posee una corona continua o se trata de varias coronas semicirculares formando un patrón festoneado a lo largo de 300 metros.

5. Deslizamiento Soda La Estrella (245,84N – 517,92E): Al igual que el deslizamiento en el costado este de la iglesia de Cinchona, este deslizamiento se desarrolló sobre depósitos de tefras de la Unidad Paleo-Poás, calculándose que el volumen principal de la masa deslizada es ~2,25 x 105 m3, aunque durante el descenso de la masa movilizada se pudo incorporar mayor cantidad de material y aumentar significativamente el volumen del depósito. Su cercanía al sitio epicentral es de unos 4,4 km.

El depósito del material deslizado formó un lóbulo frontal que sepultó la ruta 126 y la soda en la que fallecieron al menos 8 personas. La energía cinética impulsada por el movimiento sísmico permitió el descenso de flujos hasta el cañón del río La Paz. En el sector de la corona principal se observan hundimientos y grietas de retroceso, indicando que existe aún un volumen por desplazarse, lo cual podría generar nuevos desprendimientos y afectar severamente la ruta 126 (Figura 6).



Figura 6: Deslizamientos rotacionales generados de forma súbita en respuesta a la aceleración inducida por el terremoto. a) Deslizamiento en Soda El Tramo Lo Nuestro (Cortesía de CNE). b) Deslizamiento

San Rafael. c) Deslizamiento iglesia de Cinchona. d) Deslizamiento en Soda La Estrella.

Tabla 1: Características de los principales deslizamientos rotacionales en la ruta 126. Deslizamiento Unidad geológica Volumen (m3) D al epicentro (km)

Aserradero Morera Tefra Paleo-Barva 7,8 x 103 2,8 Soda Tramo Lo Nuestro Tefra Paleo-Barva 2,35 x 105 2,8

San Rafael Tefra Paleo-Barva 7,5 x x 103 4,4 Iglesia Cinchona Tefra Paleo-Poás 3,5 x 105 3,6 Soda La Estrella Tefra Paleo-Poás 2,25 x 105 4,4

Caída de bloques La caída de bloques rocosos al igual que los deslizamientos rotacionales puede ser

inducida por la actividad sísmica, principalmente en litologías que afloran en áreas de fuerte pendiente y en macizos rocosos con alto grado de fracturamiento, donde estas discontinuidades



conforman los planos de deslizamiento. En el tramo de ruta evaluado se observan caída de bloques en las lavas andesíticas de la unidad Paleo-Poás. Los desprendimientos se generaron en las cercanías de la catarata La Paz, afectando un sector del sendero turístico del hotel La Paz Waterfall Gardens y aportando material al cauce del río La Paz y sobre la ruta nacional. Si bien el material desprendido no presenta grandes volúmenes, se considera de alto peligro por la caída súbita de los bloques rocosos. La distancia al sitio epicentral es de unos 2,5 km (Figura. 7).

Figura 7: Alrededores de la catarata La Paz: Caída de bloques andesíticos que afectaron la ruta 126 en un

tramo del sendero turístico (a) y sendero dañado por caída de bloques (b).

Flujos regolíticos La regolita se define como el agregado de los materiales sueltos que se ubican sobre la

roca sana. En este caso se referirá tanto al suelo residual derivado de la meteorización de las unidades litológicas Paleo-Barva y Paleo-Poás y sus tefras. El tipo de material deslizado se caracterizó por ser granular y homogéneo. Respecto a las velocidades alcanzadas por los flujos, fueron rápidos e inclusive extremadamente rápidos desplazando grandes masas de material en pocos minutos debido a la ruptura de los enlaces entre granos. Es probable que algunos de estos flujos se comportaran como avalanchas de detritos debido a las velocidades alcanzadas y al volumen desplazado. Es conocido que los deslizamientos de este tipo en materiales volcánicos usualmente se caracterizan por movilidades más altas que aquellos en rocas no volcánicas (cf. Legros, 2001). Un número importante de deslizamientos de pequeño volumen, pero de alta velocidad han resultado ser muy catastróficos en el mundo, y uno de los ejemplos recientes más dramáticos es el del deslizamiento de Las Colinas, en Santa Tecla, El Salvador, durante el sismo de enero del 2001, en condiciones geológicas muy similares a las de Cinchona (ver detalles en Crosta et al., 2005).



Se generaron en todo el sector evaluado de la ruta 126 en taludes con alturas mayores a los 3 m e inclinaciones >20º. Los principales efectos asociados fueron la obstrucción de vías de comunicación, destrucción parcial y total de viviendas, así como pérdida de vidas humas. Según la cantidad de material removido e intensidad de los flujos, el área de afectación se dividió en 4 segmentos (Tabla 2).

1. Cruce de la bomba Varablanca – Cartagos hasta el cruce Varablanca- San Rafael de Varablanca (237,91N – 519,23E / 240,74N – 519,29E): Aproximadamente a 5 km al sur del epicentro, las mayores afectaciones se generaron en el cruce Varablanca – Cartagos, donde se estima puntualmente, que el material desplazado pudo alcanzar unos 1 x 103 m3 de material. De los 3,20 km de vía, se calcula que 1,45 km (45%) presentan afectación por inestabilidad de talud. Los flujos se caracterizaron por desprenderse desde el borde de los taludes conformados para el acceso vial y depositarse sobre la vía. Los factores condicionantes para la generación de deslizamientos fueron el afloramiento de paquetes de tefra (φ ≈ 0,01cm) de la Unidad Paleo-Barva y desarrollo de suelo residual, geometría del talud para el trazado de la vía con alturas > 4 m e inclinaciones > 25º, así como pendiente de la ladera entre 20º y 30º de inclinación hacia el este. Las regolitas de tefra se depositaron en forma de lóbulos o masa caótica sobre la ruta 126, viviendas, terrenos baldíos o alcanzaron la quebrada Azufre (Figura 8).

2. Cruce Varablanca – San Rafael – Catarata la Paz (240,74N – 519,29E / 243,24N – 518,38E): Esta sección se ubica entre 3 y 2 km al sureste del epicentro. Las concentraciones de daños por desprendimientos de ladera se extienden desde el cruce a San Rafael de Varablanca hasta 1 km al norte y un segundo punto crítico en el sector de cuesta Montaña Azul entre el Hotel La Paz Waterfall Gardens y el puente sobre el río La Paz. Los flujos regolíticos de tefra generados en este sector se pueden definir según González de Vallejos et al., (2002), como golpes de arena y limos, término que hace referencia específicamente a la causa del movimiento característico en suelos tipo arenas secas inducidos por eventos sísmicos debido a la ruptura de los débiles enlaces entre granos. El segmento de ruta muestra daños de forma discontinua, acrecentándose donde el trazo de la ruta intersecta laderas con pendientes > 30º de inclinación hacia el este y especialmente aquellos puntos en el que las altura del talud constituido por tefras de la Unidad Paleo-Barva sobrepasan los 5 m con ángulos de inclinación de talud > 25º. Al igual que en el primer segmento, los flujos en este sector se depositaron sobre la ruta 126, obstruyendo de forma total o parcial el acceso vial desde el hotel hacia el sector de Varablanca (Figura 9). En los tramos en el que la ruta se trazó sobre la divisoria de aguas, se presentan flujos que inician desde la vía, dejando como evidencia una serie de grietas y asentamientos diferenciales que en algunos casos alcanzaron al menos 1 m de asentamiento. En total, de 3,55 km de ruta que abarca este segmento, al menos 1,91 km (54%) poseen algún tipo de daño generado por los flujos.

3. Catarata La Paz – Cinchona (243,24N – 518,38E / 24,.28N – 518,00E): Es el segmento de la ruta 126 más cercano al epicentro sísmico, en un radio < 3 km, que coincide con el sector de mayor pendiente sobre el que se realizó el trazado de la ruta nacional, la cual debido a las condiciones topográficas se construyó de forma sinuosa para sortear las condiciones topográficas adversas. En este tramo, la ladera puede alcanzar fácilmente pendientes > 50º de inclinación hacia el este, conformando las microcuencas de los ríos Santiaguito y La Paz (Figura 10).

Los daños sobre este segmento de ruta son severos e intensos debido a la combinación de factores condicionantes como litología, deforestación, inclinación de la ladera, geometría, diseño



de taludes para el trazado de la ruta 126 y humedad del terreno, pero sobre todo el impacto sísmico fue crucial debido a la cercanía con el epicentro. Se calcula que al menos 10 personas perdieron la vida por los flujos que se generaron en este segmento de ruta. Los flujos se desprendieron desde las partes altas de la ladera y descendieron súbitamente hacia las cuencas de los ríos La Paz y Santiaguito, formando depósitos lobulares y masas caóticas que obstruyeron de forma total la ruta de comunicación. Un total de 3,06 km de los 3,27 km del segmento (94%) fueron dañados de forma severa en el tramo, donde se movilizaron ~5 x 105 m3 de material, contabilizando al menos cinco sitios afectados por flujos regolíticos. Al menos tres puntos (Soda La Campesina, Torre Nº 3 del ICE y Cinchona) fueron afectado por grandes flujos, cuyos depósitos en algunos casos se traslaparon formando un solo frente de material deslizado.

Figura 8: Vistas de daños generados por los flujos regolíticos, segmento 1 de la ruta 126. a y b) Sector de

la bomba (Cruce Varablanca-Cartagos). c) Vista de deslizamiento al norte de Varablanca. d) Conformación de taludes en sector afectado por flujos regolíticos al norte de Varablanca.

4. Cinchona – Río Ángel (245,28N – 518,00E / 249,03N – 517,03E): Este tramo se caracteriza porque gran parte de la ruta se trazó sobre la divisoria de aguas entre la quebrada Planta y el río Sarapiquí. La afectación principal se generó por asentamientos diferenciales en la ruta nacional.



La mayor parte de los flujos se generaron en los bordes de ladera ascendiendo hacia el cañón del río Sarapiquí. En este segmento, los flujos se generaron en la Unidad Paleo-Poás, identificándose depósitos volcánicos de cenizas y suelo residual al norte de Cinchona, entre tanto en las cercanías del río Ángel se observa depósitos de brechas y epiclásticos hidrotermalizados. Los puntos críticos se presentan en las cercanías de la fábrica El Ángel, donde los flujos generaron el colapso total de la ruta por unos 50 m de longitud. Mientras que en el sector de Cuesta Ángel se generaron flujos desde el la sección superior de la ladera que descendieron a grandes velocidades, obstruyendo la vía y aportando detritos hacia el cauce del río Ángel. Se calcula que de 4,44 km de ruta, al menos 2,68 km (60%) presentan daños severos por asentamiento diferencial y flujos que se depositaron sobre la vía. En general los flujos pudieron desplazar un aproximado a los 3 x 105 m3 de material que afectaron la ruta de comunicación (Figura 11).

Figura 9: Vistas de daños generados por los flujos regolíticos disparados por el evento sísmico. Segmento 2 de la ruta 126. a. Montaña Azul conformación de taludes en sector dañado por flujos, b. Descenso hacia

el río La Paz. c. Vista de los deslizamientos que obstruyeron la ruta 126 entre el Montaña Azul y d. Colapso de la ruta 126 generado por desprendimiento de ladera en el sector de Cuesta Montaña Azul.



Figura 10: Vista de áreas afectadas por flujos regolíticos generados entre el río La Paz y Cinchona. a)

Flujos deregolita de tefra que obstruyeron la ruta y se canalizaron por la quebrada Santiaguito. b) Deslizamientos que obstruyeron la ruta al sur de Cinchona. c) Deslizamiento en el sector de la Soda La

Amistad. d) Vista del sector este de Cinchona y flujos canalizados hacia el cauce del río La Paz.

Figura 11: Afectación de la ruta 126 por deslizamientos en la divisoria de aguas: a) Asentamiento diferencial sobre la ladera oeste del río Sarapiquí. b) Colapso de la ruta 126 por flujos regolíticos.



Tabla 2: Características de los segmentos con flujos regolíticos en la ruta 126. Segmento Litología predominante Longitud (km) Afectado (km) % afectado

1 Tefra Paleo-Barva 3,20 1,45 45 2 Tefra Paleo-Barva 3,55 1,91 54 3 Tefra y lavas Paleo-Poás 3,27 3,06 94 4 Tefra, lavas, brechas Paleo-Poás 4,44 2,68 60

CONDICIONES GEOLÓGICAS Y GEOMECÁNICAS DEL SECTOR VARABLANCA- RÍO ÁNGEL DE LA RUTA 126

La susceptibilidad de las distintas litologías a los deslizamientos puede relacionarse con la

amplificación de la onda y los efectos de sitio generados en respuesta a un evento sísmico. Los efectos de sitio fueron evidenciados durante el Terremoto de Cinchona, donde las áreas con pendientes medias a fuertes se afectaron por el desarrollo de un efecto péndulo sumamente destructivo (Mora, 2009). El paso de las ondas a través del suelo imponen una fuerza sísmica que puede exceder la máxima resistencia del talud diseñado para construcción de obras viales, generando gran variedad de movimientos en masa como los descritos con anterioridad.

Como puede observarse en el mapa geológico (Figura 2A), a lo largo de la ruta 126 afloran depósitos principalmente de las unidades Paleo-Barva y Paleo-Poás, siendo así que gran parte del suelo deslizado corresponde con tefras (cenizas y tobas lapíllicas en su mayoría) pobremente compactadas. Estos materiales pueden tener ángulos de fricción que varían entre 20º y 33°, según datos obtenidos de otros trabajos en la región de Poás (Soto (ed.), 2005). Asimismo, Alvarado (2009) reporta que el sismo disparó deslizamientos regolíticos y tefras que formaban la parte superior de laderas con pendientes mayores a 26°, entre tanto el diseño de la carretera en conjunción con el terreno en la zona de Varablanca formaban una pendiente de 25°.

De acuerdo con los registros acelerográficos obtenidos en los proyectos Toro y Cariblanco, localizados a distancias entre los 7 y 10 km del epicentro, se puede indicar que las obras civiles de estos proyectos estuvieron expuestas a sacudidas sísmicas severas, caracterizadas por aceleraciones horizontales pico de entre los 45 y 60 % de g (Climent et al., 2009; Montero et al., 2009). Los valores de aceleraciones registrados excedieron la aceleración crítica para los taludes y laderas sobre los que se construyó la ruta 126.

Los datos de aceleración son de gran importancia en los análisis geotécnicos y por ello en el Código Sísmico de Costa Rica, como en otros, considera estos valores regionales en el diseño de estructuras. Sin embargo datos in situ de estudios geofísicos podrían ser de gran utilidad para poder correlacionar los parámetros geofísicos y geotécnicos de las unidades estratigráficas y obtener así estudios más localizados de la peligrosidad de deslizamientos causados por terremotos. Con el cálculo de la relación Vp/Vs se pueda estimar la cohesión, y el ángulo de fricción interna. Sin embargo, con los datos recabados no se logró obtener el valor Vs, lo que dificulta un análisis de respuesta del estrato y su posible correlación con las unidades estratigráficas. La expresión empírica para evaluar la dependencia de la velocidad de compresión con la profundidad, siendo “ z “ la profundidad; “ t “ la edad geológica, y “ K “ una constante



equivalente a 46,5 siempre y cuando la profundidad sea en metros y la edad en año viene dada por la expresión Vp = K(zt)1/6.

Con los pesos volumétricos y las magnitudes de las ondas de compresión “Vp” y de corte “Vs” se determina la Relación de Poisson “ν”. Considerando los pesos, se pueden obtener Módulos Elásticos Dinámicos: Rigidez “G”, Young “E” y Bulk “K” para depósitos de diferentes características y en los cuales se conocen dichos parámetros. Estos datos son escasos en este momento, sin embargo Solís (2009), en un trabajo realizado en el poblado Montaña Azul al sur de la ruta en estudio describe la presencia de suelos compactados naturalmente con un espesor máximo de 10 m, y una velocidad de onda P que oscila entre 0,2 y 0,3 km/s. Su espesor varía desde los 8 a 14 m. Se caracterizan por ser materiales de baja capacidad soportante y de poca cohesión. Además, existe una capa subyacente de tobas compactadas con un espesor de 18 m que presentan valores de Vp de 1,1 a 1,4 km/s.

De acuerdo con una comparación entre la aceleración sísmica y características encontradas en otros deslizamientos ocurridos en depósitos volcánicos, como por ejemplo en el terremoto de El Salvador del 13 de enero del 2001, con aceleraciones similares o menores que el de Cinchona, fueron observados abundantes deslizamientos, en donde resalta el de Las Colinas (Orense et al., 2002; Crosta et al., 2005). De otros ejemplos sobre la susceptibilidad y peligrosidad de deslizamientos disparados durante terremotos en España, Andorra e Italia (Figueras et al., 2004), se puede concluir que los deslizamientos en esta zona obedecen a la fuerte aceleración y efecto de sitio como factor más importante, considerando además las fuertes pendientes con saturación alta.

Limitaciones y recomendaciones para el análisis geomecánico de la ruta 126 Efecto de sitio: El daño ocasionado en distintas litologías está relacionado con la amplificación del movimiento durante un evento sísmico, ya sea esta amplificación causada por amplificación dinámica o por amplificación geométrica. Durante el terremoto del 8 de enero, ambos factores pudieron intervenir en la ocurrencia de deslizamientos, por lo que datos in situ podrían ser de gran ayuda para entender mejor las causas físicas de los deslizamientos y del daño a la infraestructura vial.

Velocidad de ondas: Lograr obtener parámetros dinámicos como la velocidad de la onda de compresión en el estrato (VP), la velocidad de la onda de corte (Vs), el módulo de rigidez cortante y la relación de Poisson in situ, permitiría describir el comportamiento del suelo y poder generar datos de mayor confiabilidad en estudios de susceptibilidad de deslizamiento, especialmente cuando estos datos se combinan con el estado de saturación y datos de lluvias diarias. Para el momento de este trabajo estos datos aún son limitados, pero se recomienda realizarlos, especialmente en el momento de considerar el diseño de carreteras y el adecuado diseño de estructuras.



CONCLUSIONES

• El escenario geológico en el que se circunscribe Costa Rica, posee fuentes sísmicas vinculadas directamente con la zona de subducción y fallamiento local capaces de causar sismos con magnitud M>6 y con potencial para desencadenar deslizamientos o movimientos en masa como los que afectaron la ruta 126 durante el Terremoto de Cinchona. El conocer de antemano las condiciones geológicas y geomecánicas de las áreas donde se construyen las vías públicas, generarán sin duda alguna un insumo de bajo costo que contribuirá con la reducción de daños causados por la actividad sísmica.

• El papel geológico en la formación de los deslizamientos que afectaron la ruta 126 fue preponderante puesto que al menos el 95% de los 65 deslizamientos que afectaron el tramo de estudio se ubicaba sobre tefras o material volcánico pobremente consolidado. En estos se generaron los deslizamientos más voluminosos, frecuentes y de más rápido movimiento, que a su vez fueron los más letales. Esta es una situación observada en muchos otros lugares del mundo. Las áreas con lavas predominantes sanas, sufrieron mínimos deslizamientos.

• El sector crítico en la ruta 126 se ubica entre el río La Paz y Cinchona. En este tramo tenemos no solo flujos regolíticos de tefras, sino deslizamientos rotacionales que aún poseen una masa inestable y puede ceder ante condiciones adversas de humedad, sísmicas o incluso por gravedad.

• Un aspecto importante es que las condiciones geológicas, topográficas e hidrológicas deben ser incorporadas en los diseños de taludes sobre los que se trazaran las vías de comunicación. De lo contrario, continuaremos aumentando la vulnerabilidad de las vías de comunicación ante eventos disparados por causas naturales.

• Las reparaciones o nuevos proyectos para el trazo del segmento de la ruta 126 debe incorporar análisis geotécnicos, de estabilidad de taludes y laderas, y geológicos incluyendo tanto aspectos litológicos como sísmicos, mediante los cuales se permita dictaminar las medidas ingenieriles que pueden contribuir a la reducción de deslizamientos por eventos sísmicos e hidrometeorológicos.

• Bajo las condiciones actuales de estabilidad de laderas observadas durante los estudios de campo, se concluye que las laderas y algunos taludes no ofrecen garantía previsible ante la ocurrencia de nuevos movimientos en masa capaces de generar no solo obstrucción temporal de la vía, sino pérdida de vidas humas, por lo que no es recomendado una apertura de la ruta hasta que la problemática de deslizamientos sea atacada mediante las correspondientes medidas para estabilización de taludes.

• Queda pendiente el conocer los módulos como la velocidad de la onda de compresión en el estrato (VP), la velocidad de la onda de corte (Vs), el módulo de rigidez cortante y la relación de Poisson in situ, valores que sin duda alguna permitirán anticipar el comportamiento de las distintas litologías ante un evento sísmico y brindarán mayor confiabilidad en estudios de susceptibilidad de laderas ante deslizamiento.



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Geología deslizamientos ruta 126 - Méndez et al