T-9Peligros Geológicos 826 Zonificación y distribución espacial de los aluviones que afectaron a la ciudad de Antofagasta, Chile, en junio de 1991. M. Marín Departamento de Geología Aplicada, Unidad de Peligros Geológicos y Ordenamiento Territorial, Servicio Nacional de Geología y Minería, SERNAGEOMIN, Avenida Santa María, 0104, Providencia, Santiago de Chile, E-mail:
[email protected] Resumen: Este trabajo presenta los resultados obtenidos en el mapa de peligro de remociones en masa, enmarcado en el proyecto “Geología para el ordenamiento territorial de Antofagasta” (SERNAGEOMIN, 2010), principalmente los aluviones que han afectado a la ciudad de Antofagasta. Geomorfológicamente Antofagasta, presenta un fuerte desnivel topográfico entre el escarpe costero y la planicie litoral, que incrementa la posibilidad de ocurrencia de remociones en masa (aluviones), encauzados por quebradas con alta disponibilidad de material que desembocan en la zona urbana, sumado a las altas pendientes y a las lluvias esporádicas. El aluvión de 1991 dejó 91 víctimas fatales, 19 desaparecidos y daños estimados por USD $ 60 millones. Posteriormente, el Ministerio de Obras Publicas, inició la construcción de obras de mitigación en las principales quebradas afectadas. Este estudio incluyo las quebradas con obras de mitigación, circunscribiendo el área de alcance por aluviones, a un nivel medio o bajo, dependiendo del tipo de obra. Ello debido a que la medida de mitigación puede disminuir la energía con que baja el aluvión, pero este continuará de una forma más fluida hacia la ciudad. Cabe señalar que ninguna obra ha sido probada frente a un aluvión de las características descritas, hasta la elaboración de este documento. Palabras Claves: Flujos detríticos (aluviones), desastre, obras de mitigación, recurrencia. Este artículo presenta la metodología y los resultados obtenidos de la elaboración del mapa de peligros de remociones en masa, escala 1:50.000, enmarcado en el proyecto “Geología para la planificación territorial y gestión ambiental del área de Antofagasta, Región de Antofagasta, Chile” (SERNAGEOMIN 2010), especialmente respecto de los aluviones que afectaron a la ciudad de Antofagasta en junio de 1991 y que tuvieron como consecuencia 91 personas muertas, 19 desaparecidos y pérdidas económicas estimadas en USD$60 millones de la época (Hauser, 1991). 2 Metodología Las remociones en masa, tales como caída de rocas y flujos detríticos (aluviones), definidas en el área de Antofagasta, fueron caracterizadas con base en la combinación de metodologías heurísticas (Soeters y Van Westen, 1996), determinando un grado de susceptibilidad para lo cual se utilizó la metodología de combinación cualitativa de mapas. Para la determinación de las zonas de alcance e impacto, se empleó un análisis geomorfológico también conocido como método implícito (Ojeda y Muñoz, 2001), junto a la revisión de antecedentes y chequeo de terreno. La primera de estas metodologías tiene un carácter cualitativo, al identificar los principales factores condicionantes para la generación de las remociones en masa, e incluye una parte cuantitativa al otorgar, a cada clase de dicho factor, una ponderación que, en conjunto, permite estimar un grado de susceptibilidad de ocurrencia del fenómeno. Posteriormente, en una plataforma ArcGis se realizo una superposición de mapas ponderados, para un mapa final de susceptibilidad de remociones en masa. Los aluviones de junio de 1991, se zonificaron geomorfológicamente en el mapa de remociones en masa así elaborado, usando el abanico y los depósitos aluviales de cada cuenca. Posteriormente, se le dio un valor a la distancia de impacto desde el o los paleocauces y/o las calles por las que escurrieron los flujos, lo que se determinó a partir de antecedentes históricos, análisis de sensores remotos, datos geológicos, y la distancia de las construcciones con respecto del eje principal del drenaje. 1 Introducción El crecimiento demográfico, urbanístico y económico de las últimas décadas, tanto de Chile en general como del área de Antofagasta, en particular, lleva asociado una serie de problemáticas que dicen relación con el uso del territorio y de los recursos naturales, especialmente debido a su ubicación en una planicie litoral, al oeste de un acantilado costero de hasta 250 m s. n. m. La geoinformación en general, y la geología en particular, se constituyen, de esa forma, en factores fundamentales para avanzar hacia el desarrollo sustentable de las sociedades. Con el fin de satisfacer la creciente demanda de información necesaria para el manejo responsable del medio ambiente, el Servicio Nacional de Geología y Minería, SERNAGEOMIN, comenzó a finales de la década de los 90, a realizar estudios geológicoambientales integrados. 827 3 Antecedentes históricos La información histórica, recopilada a partir de crónicas de periódicos, indica que la zona de estudio ha sido afectada por aluviones en 5 oportunidades, desde 1925 a la fecha: agosto de 1930, julio de 1940, mayo de 1982, julio de 1987 y junio de 1991. Los registros meteorológicos, por su parte, muestran que, en todos los casos, salvo en el evento de 1982, la precipitación anual ha estado muy por sobre la media, lo que indica que los eventos se han enmarcado en años excepcionalmente lluviosos. En la mayoría de estos aluviones, el total de agua caída ha superado los 20 mm (Vargas, 1996). Los principales factores condicionantes, corresponden al alto grado de fracturamiento y meteorización de las rocas y a la alta pendiente. Similar situación se presenta en los acantilados del borde costero, en el sector norte del área estudiada, con alturas del orden de 50 m s.n.m. En este sector, se debe poner una atención especial ya que esta cercano al centro turístico La Portada de Antofagasta, presentando una vulnerabilidad mayor por el alto número de visitantes que recibe en el año, y que corren un alto riesgo con la presencia de grietas, fracturas y deslizamientos puntuales. Para el aluvión de junio de 1991, los sectores más afectados fueron aquellos ubicados pendiente abajo de la desembocadura de las quebradas con mayor hoya hidrográfica (Salar del Carmen, La Cadena y La Negra), pero también de las quebradas menores que desembocan directamente en el sector central de la ciudad (El Ancla, Baquedano, Uribe y El Toro), así como de las quebradas Jardines del Sur y El Huáscar, situadas inmediatamente al sur de la quebrada La Negra, los mayores daños ocurrieron en las quebradas y en las zonas de depositación proximal de los abanicos más recientes, aunque algunos flujos de mayor fluidez llegaron hasta el mar. En el estudio de DGA-UCH (1993), se estimó que las lluvias deben acumular un mínimo de 16 mm en 3 horas para que se produzcan flujos detríticos destructivos, como los anteriormente señalados. Además, se calculó un volumen promedio de 550.000 a 750.000 m³, de sólidos depositados a la salida de las quebradas afectadas. Estas cifras se comparan favorablemente con los 400.000 a 700.000 m³ del material removido (Hauser, 1991). Con motivo de la emergencia generada por los aluviones ocurridos en 1991, en la ciudad de Antofagasta, el MOP (1999) construyo una serie de obras de mitigación y control de aluviones, en las principales quebradas por donde descendieron los flujos. Cabe señalar que ninguna de estas obras ha sido probada, hasta la fecha de elaboración de este documento. Por tal motivo, en este proyecto se incluyeron todas las cuencas y drenajes con obras, disminuyendo el área de alcance por flujos detríticos a un nivel medio o bajo dependiendo del tipo de obra. Lo anterior, teniendo en cuenta que la medida de mitigación puede, disminuir la energía con que bajaría dicho aluvión, pero este continuaría de una forma más fluida hacia la ciudad. Al respecto, en la obra de mitigación instalada en la Quebrada El Toro, el flujo impactará casi en forma directa a algunas casas, al ingresar al sector urbano, razón por la que se requerirían obras para evitar dicha situación. Adicionalmente, la vía aluvional presentaría algunos cambios bruscos de orientación, lo que podría ocasionar peraltes y desbordes, afectando a la población ubicada inmediatamente en la zona de descarga de la quebrada. Debido a un cambio en la unidad geológica, al sur de la 4 Marco geológico En el área de estudio afloran depósitos cuaternarios, de edades menores a 2,5 Ma., de origen aluvial, coluvial, eólico y litoral; depósitos marinos, litorales, aluviales, coluviales y eólicos neógenos, de entre 2,5 y 23 Ma.; rocas sedimentarias continentales del Cretácico Inferior, ca.145 y 100 Ma., y rocas jurásicas, las más antiguas del área, de origen ígneo, tanto volcánico como intrusivo, de edades que comprenden 196 a 159 Ma. (Basso, 2007). Su historia geológica se caracteriza por una fuerte influencia tectónica, que ha producido variados alzamientos y hundimientos del terreno, asociados a regresiones y transgresiones marinas, las cuales han quedado evidenciadas en los distintos depósitos litorales presentes. 5 Discusión La ciudad de Antofagasta, amparada en la estabilidad económica que le brinda la minería, continúa creciendo a una velocidad mayor que la de los instrumentos de planificación territorial. Por esta razón, se hace necesario zonificar los peligros naturales en un nuevo Plan Regulador Comunal, en el cual se restrinja la ubicación de personas o familias en zonas con riesgo natural. Entre ellas se menciona las relacionadas con remociones en masa, ya que la ciudad ha sido afectada por aluviones en 5 oportunidades, entre 1925 y 1991. Como resultados del mapa de remociones en masa, se obtuvo que las zonas con más deslizamientos y caídas de rocas, se localizan, principalmente, en la zona del escarpe costero, el que presenta elevaciones cercanas a 250 m s.n.m. y pendientes del orden de 25º a 42º. Este desnivel topográfico, también incrementa la posibilidad de ocurrencia aluviones de carácter destructivo, encauzados por quebradas, que en su mayoría desembocan en la zona urbana. (Hauser 1997) señaló, además, que una escasa infiltración de las aguas de lluvia en las rocas volcánicas, facilitaría la generación de deslizamientos a partir de la cubierta detrítica de las laderas. 828 quebrada La Negra, el tipo de material disponible para movilizar es distinto, lo que produce diferencias en la composición granulométrica de los depósitos generados. Esto se observo en las quebradas Farellones y El Toro, en el sector central de la ciudad, en las que los flujos movilizan detritos más gruesos y con menor porcentaje de matriz, lo cual les confiere un mayor poder destructivo. Un factor importante a considerar, es la cantidad de canteras que se ubican en las desembocaduras de las quebradas de la zona centro y norte del área de estudio. En ellas se realiza una explotación de áridos, relacionada con los materiales sedimentarios de los abanicos aluviales, las terrazas antiguas y actuales y los coluvios. La explotación descontrolada, ha provocado la inestabilidad de la terraza y de los estratos sedimentarios, ubicados a cotas más elevadas, lo que puede intensificar el impacto de los flujos detríticos. Se ha desarrollado actividad minera en algunas quebradas, y estos trabajos han aportado una cantidad de desmontes a las quebradas, aumentando el volumen de los sedimentos disponibles en el momento de un aluvión detritos más gruesos y con menor porcentaje de matriz, lo que les confiere un mayor poder destructivo. Estrechamientos locales de los cauces, junto con laboreos de extracción de áridos, pueden también intensificar el impacto de los flujos. (Hauser, 1997) señala que una escasa infiltración de las aguas de lluvia en las rocas volcánicas del acantilado, facilitaría la generación de deslizamientos, a partir de la cubierta detrítica de las laderas. Las principales recomendaciones para disminuir el riesgo asociado a este tipo de amenaza natural, consisten en la prohibición de construcción de nuevas viviendas en las zonas de peligrosidad alta, el mantenimiento y mejoramiento continuo de las obras de mitigación construidas, y el retiro de escombros y de residuos industriales y domiciliarios, presentes en las quebradas, contribuyen a un mayor impacto de los flujos detríticos. Agradecimientos Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. 6 Conclusiones y recomendaciones Referencias Debido a sus características geomorfológicas, la zona de Antofagasta presenta un fuerte desnivel topográfico, entre el escarpe costero y la planicie litoral, que junto con las esporádicas lluvias y la alta disponibilidad de material suelto, incrementan la posibilidad de ocurrencia de flujos detríticos (aluviones), que corresponden a las remociones en masa de mayor impacto que afectan a la ciudad; en menor medida, se cuentan las caídas de roca y los deslizamientos. Para la recurrencia de los eventos aluvionales, se adoptaron los datos obtenidos del estudio de DGA-UCH (1993). Según este, los caudales determinados presentan un mayor respaldo hidrometeorológico, así como una mejor consistencia, respecto de los supuestos efectuados para representar el evento del año1991, los que señalan que las lluvias deben acumular, como mínimo, 16 mm en 3 horas para que se produzcan aluviones. Para la crecida de detritos registrados en 1991, el rango promedio de volúmenes sólidos, depositados a la salida de las quebradas, fue de 550.000 a 750.000 m³ (DGA-UCH, 1993), cifras que se comparan favorablemente con los 400.000 a 700.000 m³ de material removido (Hauser, 1991). Cabe mencionar que las variaciones en el tipo de material disponible para movilizar, tanto en las hoyas hidrográficas como en las zonas altas de la planicie litoral, produce diferencias en la composición granulométrica de los depósitos generados. Entre las quebradas Farellones y El Toro, en el sector central de la ciudad, los flujos movilizan Basso (2007): Geología del área urbana de la ciudad de Antofagasta 1:50.000, Mapas Geológicos, No 109,32p., 1 mapa, Región de Antofagasta. SERNAGEOMIN, Santiago. Dirección General de Agua y Universidad de Chile (DGA-UCH, 1993): Consideraciones para el Diseño de Obras de Control de Flujos de Detritos, Universidad de Chile, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Centro de Recursos Hidráulicos, 212p. Hauser (1991): Aluviones que afectaron a la ciudad de Antofagasta, II Región, el día 18 de Junio de 1991. (Inédito) SERNAGEOMIN, 89 p. Hauser (1997): Los aluviones del 18 de Junio de 1991 en Antofagasta: un análisis crítico a 5 años del desastre. SERNAGEOMIN Boletín No. 49, 47 p. Santiago. Ministerio de Obras Públicas (MOP, 1999): Diseño definitivo de los sistemas de disipación de energía aluvional y vías aluvionales en la ciudad de Antofagasta (Inédito). MOP, Dirección de Obras Hidráulicas (DOH) y Gobierno Regional de Antofagasta. Antofagasta. Ojeda y Muñoz (2001): Elementos conceptuales generales. In Evaluación del Riesgo por fenómenos de remoción en masa. Escuela Colombiana de Ingeniería-INGEOMINAS, pp. 15-28, Bogotá. Servicio Nacional de Geología y Minería, (2010): Geología para la planificación territorial y gestión ambiental del área de Antofagasta, Región de Antofagasta. Informe Registrado IR-1042,151 p. Soeters y Westen (1996): Slope instability recognition, analysis and zonation, in Landslides: Investigation and Mitigation, edited by A. K. Turner and R. L. Schuster, Transp. Board Spec. Rep. 247, pp. 129–177, Washington, D. C. Vargas (1996): Evidencias de cambios climáticos ocurridos durante el Cuaternario en la zona de Antofagasta, II Región. Tesis para el grado de Magíster en Ciencias, Mención Geología y al título de Geólogo (Inédito), Universidad de Chile, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Departamento de Geología, 174p. 829 Geodinámica actual de cuencas y bahías del semiárido chileno y su incidencia en la generación de amenazas de origen natural. Bahía de Tongoy, Coquimbo María Victoria Soto Bäuerle*, Sergio Sepúlveda Valenzuela, Michael Märker, Geraldine Lagos Salazar. Departamento de Geografía, Facultad de Arquitectura y Urbanismo, Universidad de Chile, Portugal 084, Santiago, RM. Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago R.M. Department of Plant, Soil and Environmental Sciences, University of Florence, Italy & Department of Physical Geography, University of Tübingen, Germany *E-mail:
[email protected] Resumen. El sistema de cuencas-bahía modeladas en el piso montañoso cordillerano costero presenta condiciones geomorfológicas dinámicamente apropiadas para la generación de abundante material detrítico que puede ser removido durante los eventos pluviométricos El Niño. La paleo bahía de Tongoy, conformada por terrazas marinas del Mioceno presenta una serie de quebradas muy incididas que disectan profundamente dichas terrazas. En su interior hay canales anastomosados, difluencias y meandros en las en las partes proximales, medias y distales respectivamente de los cauces, como consecuencia de las condiciones de carga sedimentaria de estos. La condición de amenaza de las cuencas y bahía se relaciona a las condiciones favorables para la generación de flujos de detritos en las cabeceras, en los conos aluviales y en los cursos de agua que drenan a la costa. En las áreas de desembocaduras, en donde los flujos de detritos o caudales sobrecargados de masa generarían un gran depósito frontal impactando la morfología de la playa arenosa y las instalaciones e infraestructura que ahí hubiera. Estos sectores están además fuertemente expuestos a un evento de tsunami generado por un terremoto costero tipo interplaca, configurando una situación de riesgo que es necesario abordar en estudios específicos. magnitud 7.9 en 1943, conocido como el terremoto de Illapel. Este sismo produjo un tsunami de 4-5 m (Beck et al., 1998). En la zona hay registro de terremotos en los años 1647, 1730 y 1880. Las recurrencias de grandes sismos del orden de entre 60 y 150 años en Coquimbo, si bien son sólo indicativas, sugieren que estas zonas pueden considerarse como brechas sísmicas con potencial de activarse en un futuro cercano. En la zona de Coquimbo, estudios recientes de sismicidad y deformación cortical (Vigny et al., 2009) muestran que la zona se está cargando para un futuro evento interplaca. Los efectos del cambio climático se presentan como factores que pueden agudizar los escenarios de amenaza natural existentes y generar otros nuevos, de la misma manera que los impactos del fenómeno ENSO. En Coquimbo, se registra un promedio anual de precipitaciones del orden de los 100mm, que en un evento El Niño, como el de 1997, aumenta a 199 mm con 104mm sólo durante junio y 34mm en 24hrs. Teniendo en cuenta el escenario futuro de cambio climático y del nivel mar, y los impactos en los sistemas morfológicos costeros, son conocidos, como por ejemplo, los procesos erosivos en plataformas de abrasión, playasdunas, acantilados y estuarios (Bird 2000). Ante estos escenarios de cambio, se inserta el propósito de esta investigación que es poder establecer el funcionamiento dinámico de los sistemas de cuencas y talwegs asociados y su incidencia en la zona costera, de interés turístico recreacional, de potencial vulnerabilidad y riesgo. 1 Introducción El paisaje costero semiárido de Chile está constituido por sistemas litorales complejos que deben ser abordados a través de esquemas evolutivos y taxonómicos adecuados a la realidad morfoclimática actual y a las formas heredadas, como también desde la óptica de las tendencias de cambio ante escenarios naturales y antropogénicos potenciales, entre los que se cuentan, la acción de la tectónica, los cambios climáticos y del nivel del mar y las modificaciones de uso del suelo de las cuencas hidrográficas asociadas. El área de estudio se inserta en el Gap sísmico de Coquimbo (Vigny et al., 2009) o Illapel (Pardo et al., 2002). En esta área se tiene registro de un terremoto 2 Resultados 2.1 Marco geológico estructural Corresponde a cuencas menores del piso costero de la cordillera conformado por laderas modeladas en rocas del 830 Complejo Volcánico Agua Salada, en rocas intrusivas jurásicas, y en rocas del complejo Plutónico Altos de Talinay (Emparán y Pineda, 2006). Los autores dan cuenta de la presencia de la Falla Romeral (Sistema de Falla Romeral) que distingue el sistema costero del interior. La configuración estructural del flanco de valle que conforman las cuencas que circunscriben la bahía de Tongoy es fundamental en la comprensión del paisaje y de la dinámica actual, tales como Falla Puerto Aldea y Falla Pachingo. 2.2 Marco geomorfológico El sistema de cuencas-bahía modeladas en el piso montañoso cordillerano constituye una forma de anfiteatro en la que se inscriben laderas graníticas y monoclinalesJunto a éstas se ha depositado la cuenca cenozoica (Heine, 2003, en Amparán y Pineda, 2006) correspondiente a las terrazas marinas, de la Formación Coquimbo de edad Mioceno-Pleistoceno, que según Le Roux et al. (2006) obedecen a acumulaciones durante una serie de transgresiones y regresiones relacionadas a los movimientos tectónicos regionales y locales combinados con las variaciones globales del nivel del mar. Pfieiffer et al., (2011) describieron los cordones litorales del Pleistoceno preservados sobre estas terrazas marinas. Este sistema de terrazas en la zona de contacto con el sistema de laderas o vertientes presenta conos aluviales muy bien preservados. Es sin embargo la componente aluvio-fluvial la más relevante para el análisis de la geodinámica actual. Desde las cuencas se han desarrollado profundas quebradas, que han disectado tanto los depósitos aluviales como principalmente las terrazas marinas. El sistema de drenaje observado presenta un patrón dinámico de meandros encajados, que han estado evolucionando en función a los cambios de caudal y a los cambios tectónicos, toda vez que estos talwegs son de carácter epigénico. Estos cursos de agua de funcionamiento estacional, presentan en las partes distales, junto a las desembocaduras, cuerpos de agua superficial semipermanente, conformado humedales costeros. Los grupos de formas del área de estudio del sistema de cuenca y bahía de Tongoy pueden ser sistematizados de la siguiente manera. Sistemas de vertientes. Corresponden a las laderas de la baja montaña costera. Metodológicamente se aplicó la clasificación de Araya-Vergara (1985), y las posteriores aplicaciones de Soto et al., (2006, 2007, 2012). Según las características geológicas del cordón montañoso se han identificado dos sistemas de vertientes, las vertientes graníticas y los sistemas monoclinales en substrato volcánico. Las vertientes se labran sobre un sustrato monoclinal y presentan estratos expuestos, sobre todo en las partes superiores, donde existen las mayores pendientes relativas; ambas situaciones inciden en una condición potencial de mayor aporte de masa desde las laderas a los talwegs, los que presentan abundante material en curso. A su vez los sistemas de vertientes graníticas, constituyen laderas menos abruptas pero con abundante material detrítico como recubrimiento superficial y en las quebradas. Ambos sistemas se constituyen en buenos aportadores de masa a los sistemas basales, sean estos depósitos aluviales y coluviales o talwegs asociados. Existe un subsistema de transición entre los sistemas de vertientes y las terrazas, que está constituido por los conos aluviales de edad miocena (Amparán y Pineda, 2006) y pleistocena, sobre los que yacen las evidencias de la dinámica actual asociada a los eventos El Niño, evidenciado principalmente por flujos de detritos y desbordes fluviales. Las terrazas marinas, que si bien presentan evidentes marcas de erosión, han sido profundamente disectadas por las quebradas provenientes desde las laderas cordilleranas. El sistema de drenaje, es más bien anastomosado en las partes proximales, variando a difluencias meándricas en las secciones medias y meandrantes en las distales junto a la línea de costas, en donde además se desarrollan las lagunas litorales favorecidas por la formación de barreras arenosas. La forma de los valle es escarpada, sobre todo en la sección media y presenta un patrón de meandros encajados en las secciones proximales. La zona proximal es anastomosada, dondo cuenta de la sobrecarga de masa asociada a las cabeceras de las cuencas y de la condición de solevantamiento evidenciada por la incisión de las terrazas. La playa es arenosa en un ambiente de playa intermedia, según la clasificación de playas dominadas por olas de Wrigth y Short (1984 en Short, 1999), en que prevalecen las formas de beach cups, como forma indicativa de la acción del oleaje. Destaca sin embargo también la presencia de cordones de dunas anteriores junto al contacto con las terrazas antiguas y de dunas embrionarias que dan cuenta del abastecimiento de arenas actual a la playa; el contacto entre la terraza del Mioceno y los cordones de dunas es a través de un escarpe muy disectado y erosionado, al igual que la superficie de la terraza en esta parte de la bahía. 2.2 Condiciones de Amenaza La paleo bahía de Tongoy está sometida a las amenazas de remoción en masa que puedan desencadenarse asociadas a eventos pluviométricos asociados a eventos El Niño, 831 generando flujos desde las cuencas superiores, las que se desplazarían hasta la zona de los conos aluviales y por las quebradas. La situación de potencial inestabilidad de laderas es favorecida por los sistemas de vertientes monoclinales y se tiene disponibilidad de masa en laderas y quebradas para ser movilizada por los flujos, derivada de estas inestabilidades y las cubiertas detríticas asociadas al sistema de vertientes graníticas. El fenómeno se vería acentuado ante la ocurrencia de un terremoto, el que junto con generar deslizamientos y derrumbes costeros aumentaría la cantidad de material en las quebradas que sería removilizado por eventos pluviométricos posteriores. La dinámica fluvial a su vez asociada a crecidas excepcionales, no debiera generar grandes impactos en la medida que los cauces están regulados para grandes caudales y sobrecarga de masa, no existiendo peligro de desborde ni de socavamiento de terrazas, según las evidencias morfológicas. Sin embargo, es en los sectores distales, en las áreas de desembocaduras, en donde los flujos de detritos o caudales sobrecargados de masa generarían un gran depósito frontal impactando la morfología de la playa arenosa y las instalaciones e infraestructura que ahí hubiera. Estos sectores están además fuertemente expuestos a un evento de tsunami generado por un terremoto costero tipo interplaca, configurando una situación de riesgo que es necesario abordar en estudios específicos. Beck, S.; Barrientos, S.; Kausel, E.; Reye S.M.; 1998. Source characteristics of historic earthquakes along the central Chile subduction zone, Journal of South American Earth Sciences, 11(2): 115-129. Emparán, C.; Pineda, G. 2006. Geología del área Andacollo Puerto Aldea . Región de Coquimbo. Carta Geológica de Chile. Serie Geología Básica. N° 96. Servicio Nacional de Geología y Minería. Chile. Le Roux, J.P.; Olivares, D.M.; Nielsen, S.N.; Smith, N.D.; Middleton, H.; Fenner, J.; Ishman, S.E.; 2006. Bay sedimentation as controlled by regional crustal behavoiur, local tectonics and eustatics sea-level changes: Coquimbo Fomation (Mioceno-Plioceno), Bay of Tongoy, central Chile. Sedymentary Geology, 184: 133-153. Vigny, C.; Rudloff, A.; Ruegg, J.C.; Madariaga, R.; Campos, J.; Alvarez, M. 2009. Upper plate deformation measured by GPS in the Coquimbo Gap, Chile. Physics of the Earth and Planetary Interiors, 175:86-95. Pardo, M.; Comte, D.; Monfret, T.; Boroschek, R.; Astroza, M. 2002. The October 15,, 1997 Punitaqui earthquake (Mw=7.1): a destructive event within the subducting Nazca plate in central Chile. Tectonophysics, 345: 199-210. Pfieiffer, M.; Le Roux, J.P.; Solleiro-Rebolledo, E.; Kemmitz, H.; Sedov, S.; Seguel, O. 2011. Preservation of beach ridges due to pedogenic calcrete development in the Tongoy Paleobay , Nothcentral Chile. Geomorphology, 132: 234-248. Soto, M.V.; Castro,C.P, Rodolfi, G.; Maerker; M.; Padilla, R.. 2006. 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Agradecimientos Agradecimientos a FONDECYT como institución patrocinante del proyecto de investigación N° 1120234, Geodinámica y tendencia evolutiva del sistema litoral de la mega ensenada de Coquimbo; hacia una prognosis de amenazas naturales para escenarios e cambios ambientales endógenos y exógenos. Referencias Araya-Vergara, J.F. 1985. Análisis de la carta geomorfológica de la cuenca del Mapocho. Informaciones Geográficas, 32: 31-44. 832 Peligros Geológicos del Sector Costero entre Paposo y Punta Grande, Región de Antofagasta. Cristóbal Fernández* SRK Consulting Chile S.A., Santiago, Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. El sector costero entre Paposo y Punta Grande está dominado por un escarpe abrupto asociado a la Zona de Falla Atacama en una región sísmicamente activa, la presencia de rocas intensamente fracturadas en laderas inestables, evidencias de remociones en masa y depósitos de abanicos aluviales hacia el borde costero. Se zonificaron los peligros geológicos mediante catastro de eventos históricos, fotointerpretación y mapeo en terreno. Se calificó la ZFA como Potencialmente Activa considerando distintas referencias con dataciones de actividad Pleistocena, aún cuando existen algunos hallazgos de actividad Holocena. Se estimó una zona de inundación por tsunami para un escenario más desfavorable que modelaciones realizadas por el SHOA en Antofagasta y Taltal. Por otro lado, se delimitaron las zonas Susceptibles a Generar Flujos de Detritos en laderas del escarpe costero con alta pendiente y material disponible a ser removido, y las zonas de Alto y Medio Peligro de Flujo de Detritos en zonas de mayor o menor probabilidad de ser afectados por el paso y/o depositación de flujos de detritos, incluyendo los cauces principales y los abanicos aluviales con indicios de actividad reciente hacia el borde costero. Palabras Claves: Peligro, terremotos, remociones en masa, falla activa, tsunami, flujo de detritos. 3 Peligros Sísmicos 3.1 Antecedentes Históricos Según los registros históricos del Servicio Simológico de Chile y del Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada (SHOA), en 200 años la zona ha sido afectada por 7 terremotos con magnitudes entre 7,7 y 8,5 (Tabla 1). El terremoto de 1877 fue el más dañino y el que generó el mayor tsunami con olas de hasta 21 m en Mejillones. Tabla 1. Antecedentes de terremotos históricos. Año 1819 1877 1922 1966 1995 2005 2007 Magnitud Ms = 8,3 Ms = 8,5 Mw = 8,5 Ms = 7,8 Mw = 8,0 Mw = 7,8 Mw = 7,7 Zona Afectada Taltal a Huasco Iquique a Antofagasta Taltal a Coquimbo Talta a Caldera Antofagasta a Taltal Zona rural Iquique Tocopilla a Antofagasta Altura Max. Tsunami 4 m en Caldera 21 m en Mejillones 9 m en Chañaral 0,8 m en Caldera 2,8 m en Antofagasta No se produce Solo instrumentos 3.2 Fallas Activas Las Fallas Paposo, Salar del Carmen y Sierra El Jote presentes en la zona de estudio, forman parte de la ZFA, que corresponde al rasgo estructural dominante del norte de Chile (Naranjo y Puig, 1984). Se pueden observar afloramientos de estas fallas en el sector Virgen de la Puntilla, en la desembocadura de la quebrada Paposo, que se presenta con relleno arcilloso y una zona de rocas intensamente fracturada que se extiende por varios metros a en torno a su traza. Existen antecedentes de que esta ZFA habría tenido actividad en el Pleistoceno: Marquardt (2005) utilizó 10Be para datar superficies expuestas de abanicos aluviales debido al desplazamiento de la Falla Mejillones, parte de la ZFA, entregó dos edades de de 46,5 ± 3,7 ka y 26,3 ±1,7 ka; Gonzalez et al. (2006) utilizaron 21 Ne para datar superficies expuestas de abanicos aluviales desplazados por la Falla Salar del Carmen obteniendo edades de 550 ± 234 ka y 351 ± 181 ka. El único trabajo que entrega antecedentes de actividad Holocena en la ZFA corresponde a Vargas et al. (2011) quienes obtienen edades de 29,7 ± 1,7 ka, 11 ± 4 ka y 2,4 ± 0,8 ka, utilizando series U-Th en yeso co-sísmico y paleosísmica submarina en península de Mejillones. Según estos antecedentes de actividad Pleistocena, la ZFA podría considerarse, a lo menos, como “Falla Potencialmente Activa”. Los últimos hallazgos evidencian actividad Holocena serían los primeros indicios de que esta zona de falla podría ser calificada como “Activa”. 1 Introducción Este trabajo tuvo como objetivo identificar, caracterizar y zonificar los peligros geológicos del sector Paposo-Punta Grande, ubicado a unos 40 km al norte de Taltal, y formó parte del Estudio de Impacto Ambiental del proyecto “Solución de Pasivos Ambientales y Reactivación de Mina Montecristo y Planta Santo Domingo” de la Compañía Minera Nova Aventura. El área de estudio se caracteriza por un gran escarpe costero que se eleva abruptamente por sobre los 600 m de altura, relacionado con la Zona de Falla Atacama (ZFA), y la presencia de abanicos aluviales activos a sus pies. 2 Metodología Los peligros identificados en la zona de estudio fueron los peligros sísmicos y de remociones en masa, en particular fallas activas, tsunamis y flujos de detritos o aluviones. La metodología consistió en el catastro de eventos históricos, revisión de publicaciones científicas, gubernamentales y de prensa, y la zonificación de peligros mediante fotointerpretación de imágenes satelitales, y trabajos de terreno para su validación. 833 3.2 Tsunamis El SHOA elaboró las Cartas de Inundación por Tsunami de Antofagasta (TSU-212) y Taltal (TSU-2214) mediante un modelo de simulación numérica que utilizó datos topográficos, batimétricos y sísmicos, considerando el terremoto de 1877 como escenario máximo probable. En ambas cartas las zonas de inundación modeladas alcanzan entre 5 y 10 metros de altitud, no superando esta última cota. Si bien en este trabajo no se realizó una modelación numérica, se definió la cota 15 msnm para las zonas potencialmente inundables como escenario más conservador o más desfavorable que la zonificación realizada por el SHOA . 4 Peligros de Remociones en Masa 4.1 Antecedentes Históricos Según antecedentes de prensa y de estudios disponibles (AC Ing. 1997), durante el último siglo se produjeron al menos 6 tormentas que generaron “aluviones” o flujos de detritos de magnitud que afectaron las localidades costeras y los caminos de acceso de la región (Tabla 2). Tabla 2. Antecedentes de Flujos de Detritos. Fecha 19/08/1930 13/06/1940 22/05/1954 23/08/1969 22/07/1987 18/06/1991 Zona Afectada por Flujos de Detritos o Aluviones Quebrada Breas, ferrocarril Taltal-Catalina Sector urbano de Taltal, línea férrea, 4 víctimas fatales Camino Paposo-Taltal Camino Paposo-Taltal Sector urbano de Taltal Sector urbano de Taltal removido en las zonas susceptibles generar flujos de detritos, se movilizaría por el eje de las quebradas hasta depositarse en abanicos aluviales que se forman al pie del escarpe costero. Se realizó una zonificación de los peligros de flujos de detritos mediante la interpretación de imágenes satelitales, en donde se distinguieron las siguientes unidades: (A) “Zona Susceptible a Generar Flujos de Detritos”, que corresponde a zonas con material en condición inestable que se encuentran principalmente en el escarpe costero y que, durante eventos lluviosos extremos, podrían ser removidos generando flujos de detritos; (B) “Alto Peligro de Flujo de Detrito”, zonas con mayor probabilidad de ser afectada por el paso y/o depositación de flujos de detritos evidenciado por la ocurrencia de flujos recientes; (C) “Moderado Peligro de Flujos de Detritos”, zonas que presentan menor probabilidad de ocurrencia en abanicos aluviales que no presentan evidencias de flujos recientes, y que podrían ser afectados en caso de remociones en masa de gran tamaño. 5 Conclusiones La zona costera entre Paposo y Punta Grande está expuesta a peligros sísmicos y de remociones en masa, en una zona dominada por el escarpe costero asociado a la ZFA que ha sido calificada como fallas potencialmente activas por antecedentes de actividad Pleistocena. Se zonificaron los peligros de inundación por tsunamis y de flujos de detritos, distinguiendo las zonas susceptibles a generar flujos en zonas de alta pendiente con material inestable en el escarpe costero, y las zonas de peligro alto y moderado de ser afectado por el paso y/o depositación de los flujos en los abanicos aluviales (ver Figura 1). 4.2 Flujos de Detritos Referencias La presencia de rocas intensamente fracturadas en torno a la ZFA y la disponibilidad de materiales sueltos a ser removidos en laderas con pendientes muy fuertes en escarpe costero, serían factores condicionantes para la generación de flujos de detritos. Una de las características geomorfológicas relevantes de las quebradas es el gran “salto” que se produce en el eje de los cauces de las quebradas principales cuando estos pasan por el escarpe costero, evidencia de actividad reciente de la ZFA, y que produciría un aceleramiento de los flujos, el socavamiento de los materiales inestables y su remoción aguas abajo antes de llegar a la costa. El factor desencadenante sería la ocurrencia de lluvias extremadamente intensas y de corta duración que removerían el material disponible. Aún cuando no existen registros de intensidad de precipitaciones con fluviógrafos, Hauser (1997) estima precipitaciones del orden de 30 mm en 24 hrs como umbral para la generación de flujos de detritos en la zona de Antofagasta. Por otro lado, Vargas et al., (2000) relaciona estos eventos con lluvias que ocurrieron durante el invierno de la fase de eventos El Niño y forman parte de sistemas frontales provenientes desde el sur que afectaron, además, gran parte del norte de Chile. El material AC Ingenieros Consultores, 1997. Estudio de Factibilidad para el control aluvional de las quebradas Taltal y Barriles. Ministerio de Obras Públicas, Dirección de Riego. González, G., Dunai, T., Carrizo, D., Allmendinger, R., 2006. Young displacements on the Atacama Fault System, northern Chile from field observations and cosmogenic 21Ne concentrations. Tectonics 25, doi: 10.1029/2005TC001846. Hauser, A. 1997. Los aluviones del 18 de Junio de 1991 en Antofagasta: un análisis crítico, a 5 años del desastre. Servicio Nacional de Geología y Minería, Boletín No. 49, 47 p. Marquardt, C., 2005. Déformations Néogènes le long de la côte nord du Chili (23°-27°S), avant-arc des Andes Centrales. Ph.D. Thesis, Université de Toulouse-III, 212 p. Naranjo, J, Puig, A, 1984. Hojas Taltal y Chañaral. Regiones de Antofagasta y Atacama. Carta Geológica de Chile Nos 62-63, Escala 1:250.000. Servicio Nacional de Geología y Minería. Vargas, G., Ortlieb, L.; Rutllant. J., 2000. Aluviones históricos en Antofagasta y su relación con eventos El Niño/Oscilación del Sur. Revista Geológica de Chile, vol.27, n.2, pp. 157-176. Vargas, G., Palacios, C., Reich, M., Luo, S., Shen, C., González, G., Wu, Y., 2011. U-series dating of co-seismic gyp-sum and submarine paleoseismology of active faults in Northern Chile (23°S). Tectonophysics 497, 34-44. 834 Figura 1. Mapa de Peligros Geológicos entre Paposo y Punta Grande. 835 Asistencia volcanológica durante la fase explosiva de junio de 2011 de la erupción en el volcán Cordón Caulle, Andes del Sur Hugo Moreno Roa* y Jorge Muñoz Bravo 1 Observatorio Volcanológico de Los Andes del Sur (OVDAS), SERNAGEOMIN, Dinamarca 691, Temuco, Chile. 2 Plan Nacional de Geología, SERNAGEOMIN, Av. Santa María 0104, Santiago, Chile. * E-mail:
[email protected] 1 2 Resumen. La erupción en el Cordón Caulle fue exitosamente pronosticada y el conocimiento volcanológico y sismo-volcánico fue sistemáticamente transferido, tanto por autoridades a cargo de la emergencia como por los medios de prensa, antes y durante la erupción. Ese conocimiento fue relevante para la determinación de escenarios e impactos eruptivos, siendo oportunamente utilizado en la toma de las complejas decisiones sobre atención de la emergencia, mitigación y evacuación. Como consecuencia de la erupción del Cordón Caulle, se ha logrado mayor experiencia y capacidad para brindar asistencia geológica/volcanológica oportuna durante erupciones volcánicas. Palabras claves. Emergencias volcánicas, Prevención, Mitigación, Erupción Cordón Caulle predominantemente dacítica a riolítica (65% - 72% SiO2), siendo el único volcán fisural de tal composición, históricamente activo en el planeta. Por otra parte, en el presente, exhibe intensa actividad fumarólica, solfatárica, fuentes termales, géyseres y depósitos de azufre. La cronología eruptiva histórica del Cordón Caulle fue abordada por Moreno y Petit-Breuilh (1998), quienes destacan las erupciones mayores y mejor documentadas de tipo subpliniano, que corresponden a las de 1921-22 y 1960, esta última ocurrió 47 horas más tarde y habría sido inducida por el sismo del 22 de mayo de 1960. 2 Crisis sismo-volcánica de 2007- 08 Al E y SE del lago Ranco, particularmente en la localidad de Riñinahue, desde febrero y hasta noviembre de 2008, se registró una intensa actividad sísmica en el área comprendida entre esa localidad y el Cordón Caulle, la que a partir del mes de mayo de 2007, comenzó a ser percibida por la población de Riñinahue y comunidades al interior, causando preocupación en las autoridades locales y regionales. En consecuencia, el OVDAS-SERNAGEOMIN instaló dos estaciones sismológicas en la zona a fines de mayo de 2007, una de tres componentes en lago Ranco y otra de una componente en Llifén. En junio del mismo año y debido al incremento en la sismicidad, el OVDASSERNAGEOMIN elevó la alerta de Verde a Amarilla. Posteriormente, en abril de 2008 se seleccionaron dos sitios para la instalación de otras dos estaciones sismológicas en Riñinahue. Complementariamente, las estaciones de los volcanes Choshuenco (a 70 km al norte del área) y Osorno y Calbuco (a 80 y 90 km al sur del área, respectivamente), también registraron la sismicidad que tenía lugar en el área de Riñinahue-Cordón Caulle y contribuyeron a precisar los hipocentros. Se destacan los enjambres ocurridos en julio y agosto de 2007 y en octubre de 2008, donde se registraron hasta 133 sismos al día, ante lo cual uno de los autores realizó sobrevuelos en compañía de personal de ONEMI regional, lo cual permitió verificar que no se producía anormalidad visual alguna. En noviembre de 2008 se bajó la alerta de Amarilla a Verde como consecuencia de una constante disminución de la actividad sísmica en la zona. Como consecuencia de ésta anomalía sísmica, desde mayo de 2007 hasta noviembre de 2008, los autores de este trabajo brindaron asesoría técnica, tanto a los encargados de emergencia comunales, provinciales y regionales, como a la 1 Introducción Como consecuencia de las frecuentes erupciones y/o crisis volcánicas ocurridas en los Andes del Sur durante las dos últimas décadas (Hudson 1991, Llaima 1994, Villarrica 2000, Llaima 2007-09, Chaitén 2008-09, Cordón Caulle 2011-12), geólogos del Sernageomin han logrado una creciente experiencia, capacidad profesional y técnica para asesorar a las autoridades en el manejo de emergencias, gestión del riesgo y en la mitigación de efectos de erupciones volcánicas. Antes de la última erupción iniciada el 04 de junio de 2011, el Cordón Caulle contaba con abundante conocimiento geológico, téctónico, geocronológico y petrológico, además de una red de vigilancia sísmica, instalada particularmente como consecuencia de la crisis sísmo-volcánica que lo afectó en los años 2007-08. De este modo, se disponía de un conjunto de publicaciones geocientíficas, entre las que destacan Hantke (1940), Katsui y Katz (1967), Moreno (1977), Gerlach et al. (1988), Campos et al. (1998), Lara et al. (2004, 2006), Sepúlveda (2006), Lara y Moreno (2006), Singer et al. (2008). El Cordón Caulle (40,5ºS) corresponde a un volcán fisural de 15 km de longitud, con disposición estructural N 5560ºW y 4 km de ancho, generando un graben, con una elevación media de 1.750 m s.n.m., en cuyo extremo SE se eleva la caldera del volcán Puyehue. La composición de los productos volcánicos Postglaciales está representada por andesitas medias a riolitas (58% - 72% SiO2). El Cordón Caulle comprende domos, conos de piroclastos pumíceos y coladas de bloques, con una composición 836 comunidad de Riñinahue, para transferir información y contribuir a preparar a la población ante una eventual erupción volcánica. En el periodo 2007 y 2008, se elaboraron 33 informes técnicos para la ONEMI y las autoridades regionales y comunales, junto con dictar charlas educativas a la comunidad de Riñinahue y Lago Ranco. de la Región de Los Lagos. Posteriormente, se emitió un comunicado oficial del Ministerio del Interior donde se anunció una evacuación masiva de pobladores de zonas aledañas al volcán (estimado en más de 3000 personas albergadas en escuelas de Lago Ranco, Entre Lagos y otras localidades), coordinada por la ONEMI y con la participación del Ejército de Chile, Carabineros y Municipios involucrados. La erupción comenzó aproximadamente a las 14:26 Hl del 04 de junio. 3 Antecedentes de la erupción del 04 de junio de 2011 4 Fase subpliniana de la erupción del 04 de Desde fines de marzo de 2011 las estaciones sismológicas del OVDAS-SERNAGEOMIN comenzaron a registrar nuevos movimientos sísmicos en el área de RiñinahueCordón Caulle y el 19 de abril se subió a Alerta Verde nivel 2. Debido a la persistencia de esta actividad y a una observación reportada acerca de la presencia de fumarolas mayores en el sector, nuevamente los autores sobrevolaron el área sin apreciar anormalidad visual alguna. El día 26 de abril se instalaron dos nuevas estaciones sísmicas adicionales sobre el Cordón Caulle y en las cercanías del volcán Puyehue. El 27 de abril se cambió el nivel de alerta de Verde a Amarilla, debido a la detección de enjambres sismovolcánicos (VT e Hb) claramente localizados bajo el área del Cordón Caulle. Durante el mes de abril los instrumentos registraron un total de 1264 eventos sismovolcánicos a lo largo del Cordón Caulle, con magnitudes (ML) menores a 4,0 y a profundidades entre 4 y 6 km. Ante el aumento notable de la actividad sismovolcánica en el área del Cordón Caulle, el 11 de mayo de 2011 uno de los autores de este trabajo elaboró un Mapa Preliminar de Peligros Volcánicos del complejo Caulle, basado en las erupciones subplinianas de 1921-22 y 1960, el que fue entregado oficialmente a la ONEMI para la preparación de la población ante un posible evento eruptivo, donde también se precisó que el área más afectada por caídas de pómez serían el Paso Internacional Cardenal Samoré y Villa La Angostura (República Argentina), además de la zona de Riñinahue y los lagos Ranco y Puyehue. Durante mayo se registraron 577 eventos Sísmovolcánicos (364 VT; 207 HB y 6 LP) con magnitudes máximas (ML) de 4,2 y profundidades entre 4 y 8 km. Los días 2 y 3 de junio, ante el incremento de la actividad sísmo-volcánica, en dos reuniones sostenidas en la Oficina Regional de ONEMI en Puerto Montt, uno de los autores explicó la anomalía y los escenarios eruptivos posibles ante el Comité Regional de Emergencias en pleno. En la madrugada del 04 de junio, el incremento significativo de sismos (230 en 6 horas) con magnitudes (ML) de hasta 4,4 y profundidades entre 1 y 4 km, obligó subir la alerta de Amarillo a Rojo, donde se determinó la ocurrencia inminente de una erupción en horas/días, localizada probablemente el sector sureste del Cordón Caulle. El escenario anterior fue expuesto durante la mañana del 04 de junio nuevamente ante el Comité Regional de Emergencias junio de 2011 Una vez iniciada la erupción, uno de los autores se trasladó a la zona desde Puerto Varas al municipio de Lago Ranco para asesorar al Intendente de la Región de Los Ríos y a la ONEMI, en aspectos técnicos sobre escenarios eruptivos y el manejo técnico de la erupción. Al día siguiente arribó a la zona el otro autor de este trabajo para incorporarse a las labores de asistencia técnica solicitada por el Director Nacional de la ONEMI, los Intendentes de las regiones de Los Ríos y de Los Lagos y los municipios de Lago Ranco, Puyehue y Río Bueno. Como medida inmediata se determinó evacuar a toda la población a lo largo del río Nilahue, puesto que se habían observado y fotografiado flujos piroclásticos descendiendo a lo largo del valle superior de los ríos Nilahue-Contrafuerte y, además, el río se tornó a un color pardo oscuro, aumentó su caudal y transportaba abundante pómez. El día 07 de junio en una aproximación a la confluencia de los ríos Nilahue y contrafuerte, se constató que el Nilahue había aumentado su temperatura a 45ºC. Ese mismo día, se decidió que uno de los autores permaneciera en la Región de Los Ríos y el otro en la Región de Los Lagos, para asesorar a los Intendentes respectivos, a los Gobernadores de las provincias de Ranco y Osorno, y a los municipios de Lago Ranco y Puyehue, junto con atender coordinadamente los aspectos técnicos y las asistencias específicas en toda la zona más afectada. Una vez iniciada la erupción y durante gran parte de los fase subpliniana de junio de 2011, como protocolo operativo, se determinó que los autores, el Director Nacional, el Subdirector de Geología y el Jefe del OVDAS, todos de SERNAGEOMIN, mantuvieran una comunicación permanente, cada día a las 08:00 y a las 18:00 hrs, mediante conferencia telefónica, para evaluar la evolución de la erupción y sugerir acciones a las autoridades, puesto que a las 09:00 y 19:00 hrs se efectuaban diariamente, reuniones de los Comités de Emergencia en los municipios de Lago Ranco y Puyehue, para realizar una evaluación de las tareas desarrolladas, analizar aspectos técnicos de la erupción en curso y tomar decisiones. En las reuniones de la tarde se contactaban, además, vía telefónica abierta, el Subsecretario de Minería y el Subsecretario del Interior. En varias oportunidades, durante estas coordinaciones telefónicas, los Directores Nacionales de SERNAGEOMIN y de la ONEMI 837 se encontraron presentes en los centros de operaciones de Riñinahue y Entre Lagos. Cabe señalar, además, que la comunicación con los medios de prensa, particularmente radial, televisada y escrita, se manejó con prudencia y solo en aspectos técnicos de la erupción, intentando la mayor objetividad durante un proceso que, obviamente es muy complejo en cuanto a su evolución e impacto. Referencias Campos, A.; Moreno, H.; Muñoz, J.; Antinao, J.; Clayton, J.; Martin, M. 1998. Área de Futrono-Lago Ranco. Servicio Nacional de Geología y Minería, Mapas Geológicos, No. 8, 1 mapa escala 1:100.000. Santiago Gerlach, David C.; Frederick A. Frey, Hugo Moreno-Roa, Leopoldo López-Escobar. Stasiuk1, S. J. Lane, C. R. Adam, M. D. Murphy, R. S. J. Sparks and J. A. Naranjo (1988). "Recent Volcanism in the PuyehueCordon Caulle Region, Southern Andes, Chile (40.5° S): Petrogenesis of Evolved Lavas". Journal of Petrology (Oxford University Press) 58: 67–83. Hantke, G. 1940. Das Vulkangebiet zwischen den Seen Ranco und Puyéhue in Süd-Chile. Bulletin of Volcanology, Volume 7, Issue 1, pp.75-83 Katsui, Y. and Katz, H., 1967. Lateral fissure eruptions in the southern Andes of Chile. I. Fac. Sci. Hokkaido Univ., Ser. IV, 13: 43348. Lara, L.E., Naranjo J.A., Moreno, H. "Rhyodacitic fissure eruption in Southern Andes (Cordón Caulle; 40.5°S) after the 1960 (Mw:9.5) Chilean earthquake: a structural interpretation". Journal of Volcanology and Geothermal Research. vol 138. 2004. Lara, L. E.; H. Moreno, J. A. Naranjo, S. Matthews, C. Pérez de Arce (2006). "Magmatic Evolution of the Puyehue-Cordón Caulle Volcanic Complex (40° S), Southern Andean Volcanic Zone: From shield to unusual fissure volcanism". Journal of Volcanology and Geothermal Research (Elsevier) 157 (4): 343– 366. Lara, L.; Moreno, H. 2006. Geología del Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle, Región de Los Lagos. Servicio. Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica, No. 99, 26 p. Moreno, H. 1977. Geología del área volcánica Puyehue - Carrán en los Andes del Sur de Chile. Tesis de geólogo. 171 págs. Depto. Geología, Fac. de Cs. Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile. Moreno, H.; Petit-Breuilh, Mª E. 1998. El Complejo Volcánico Puyehue-Cordón Caulle, Andes del Sur (40.5º S): Características Geológicas y Erupciones Históricas. In V Congreso de Ciencias de la Tierra, Actas, IPGH-IGM. Santiago, Chile. Sepúlveda, F. 2006. El sistema geotérmico de Cordón Caulle, sur de Chile: caracterización geológica y geoquímica. Tesis de Doctorado (Inédito), Universidad de Chile, 262 p. Santiago. Singer, Brad S., Jicha, Brian R., Harper. Melissa A., Naranjo, José A., Lara, Luis E., Moreno-Roa, Hugo. 2008. Eruptive history, geochronology, and magmatic evolution of the Puyehue-Cordón Caulle volcanic complex, Chile. GSA Bulletin. V. 120 no. 5-6 p. 599-618 5 Conclusiones Como pocos casos en el mundo, el conocimiento geológico, volcanológico y sismo-volcánico previo generado en el Cordón Caulle permitió pronosticar certeramente la erupción y generar los escenarios eruptivos probables. El conocimiento previo y aquel generado durante la erupción fueron oportunamente transferidos y explicados tanto a las autoridades nacionales, regionales, provinciales y comunales, como a las comunidades expuestas, permitiendo atender exitosamente la emergencia. Ese conocimiento f u e utilizado para la determinación de escenarios eruptivos peligrosos, así como considerado en la toma de complejas decisiones para la mitigación de impactos de la erupción y para las decisiones sobre evacuaciones. Como consecuencia de la erupción en el Cordón Caulle, SERNAGEOMIN incrementó su reconocimiento nacional e internacional como referente en peligros volcánicos y estrechó aún más las relaciones de cooperación con los organismos del Estado de Chile responsables de la planificación territorial (Gobiernos Regionales, CONAMA, Municipalidades, MINVU, MOP) y de la gestión de emergencias (ONEMI nacional y regional, Comités Comunales de Emergencia). Agradecimientos Agradecemos a SERNAGEOMIN, al personal de OVDASTemuco, FACH, Carabineros, Intendencias Regionales de Los Lagos y Los Ríos, ONEMI, Gobernaciones de Osorno y Lago Ranco, Alcaldes y Municipalidades y comunidades de Puyehue y Lago Ranco, comunidad de Riñinahue, medios de prensa, entre muchos otros, por el apoyo y la invaluable colaboración brindada durante todo el presente ciclo eruptivo en el Cordón Caulle. Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología de SERNAGEOMIN. 838 Análisis geodinámica del deslizamiento Punta Colorada (Valle de Majes – Arequipa) sur del Peru BEDIA Ciro(1) y JACAY Javier(1) EAP de Ingeniería Geológica Universidad Nacional Mayor de San Marcos, (Ciudad Universitaria) Av. Venezuela cd. 34 s/n, lima – Perú E-mail:
[email protected] ,
[email protected] 1 Introduccion La zona de estudio Geográficamente se encuentra ubicada en el Sur del Perú, Departamento de Arequipa, Provincia de Castilla, Distrito de Corire, Localidad de Punta Colorada (Valle de Majes) comprendida entre 16º 16’ 30” Latitud Sur, 72º 26’ 30” Longitud Oeste. 2 Geología regional En la zona de estudio se observan unidades estratigráficas con un rango de edad Precámbrico hasta Cenozoico. El basamento “complejo basal de la costa” (Bellido y Narváez, 1960 y Bellido y Guevara 1963) comprende rocas metamórficas e intrusivas, tales como gneis y esquistos asociados con intrusivos de granitos rojos, granitos pegmatíticos y dioritas gneissicas con una foliación N80°con 45°-50° al NE; en la región del presente trabajo aflora a ambos flancos del valle de Majes, entre las localidades de Puta Colorada y la localidad de Sarcas. La serie Jurásica del Valle de Majes (Vicente et al 1982 y Jacay et al 2006) que se ubican en ambas márgenes de la parte media del valle homónimo, se presenta de manera inclinada hacia el este-noreste, en el cual se puede apreciar las clásicas unidades lito-estratigráficas reconocidas del Grupo Yura como son las formaciones Cachios (Caloviano inferior-superior), Labra (Oxfordiano-Kimmeridgiano) y Gramadal (Titoniano inferior) estando ausente por tectonísmo la secuencia basal denominado Formación Puente (Batoniano); discordantemente sobre estas unidades del Jurásico se sobrepone la Formación Hualhuani que ya corresponde al ciclo de sedimentación del Cretáceo. Toda esta sucesión sedimentaria esta cubierta por los depósitos Coluviales y materiales fluvio-aluviales. 3 Evolución geodinámica del área de Punta Colorada La evolución geodinámica en la zona está íntimamente ligada a la evolución del valle del río Majes. Posterior a los depósitos del Grupo Moquegua (Marocco 1984, Marocco et al 1985) del Paleoceno-Mioceno, un periodo de ieroción al Mioceno superior que se ve denotado por depósitos fluviátiles de la Formación Millo, post Mioceno se tiene una fuerte incisión en todo el sistema, con el encañonamiento progresivo de la formación del valle de Majes en el que se asocia deslizamientos mayores como el de Chuquibamba y Punta Colorada. Al Pleistoceno inferior tras el cierre del valle de Colca por la erupción del Hualcahualca y formarse el sistema lacustre de Chivay, numerosos abanicos coluviales cierran el valle de majes, los que son cortados y erosionados pos ruptura de esta barrera como puede observársele en las localidades del Castillo y las quebradas de Ongoro e Higuerayo. Un análisis del depósito de este mega-deslizamiento en el que se puede observar un conjunto de hemigrabens de diferentes tamaños que afectan esencialmente a los depósitos del Moquegua superior, y a un conjunto caótico en el que se observa una mescla que comprende a clastos de todo el conjunto del Grupo Moquegua nos hace suponer de que el nivel de despegue de este megadeslizamiento se encuentra en el Moquegua inferior, ya que su carácter de incompetente lutitas rojas favorece el deslizamiento de las grandes masas del Moquegua superior que juega como material competente. Todo este conjunto caótico del deslizamiento en su límite norte se ve cortado por un gran debris flow que proviene del valle superior de la pampa de Toromuerto, este depósito se puede observar en los acantilados del borde oriental de la pampa de Toromuerto en una sucesión de aproximadamente 30 metros de espesor el que contiene clastos de tobas que corresponden al nivel de tobas color salmón en la parte superior del Grupo Moquegua que es común en la pampa de Toro-muerto. Todo este depósito del mega-deslizamiento de Punta Colorada se ve cortado por el desarrollo del valle de Majes, evento que se desarrollo post ruptura de la presa que formo el paleo lago del Colca-Chivay (Palacios. y Klinck 1988), este deslizamiento parece haber ocurrido en el Plioceno inferior, razón de que mencionan edades comprendidas entre 2.05 ± 0.29 y 1.95 ± 0.16 Ma. en el área de (valles de Ocoña y Majes), los que podrían corresponder a las tobas que se encuentran al interior de los hemi-grabens del sector central del deslizamiento. 4 Geología estructural En la región del presente estudio donde podemos observar sucesiones sedimentarias que van desde el neoproterozoico hasta el cuaternario se encuentra 1 839 ligeramente basculado al norte el que se ve alterado por dos estructuras de inversión tectónica, siendo estas la estructura de oran al sur del área de estudio y de Corire al norte del área de estudio, toda esta secuencia se ve cortado por el rio Majes por lo menos desde el Mioceno. Las unidades litoestratigráficas que componen la estratigrafía local tienen un rumbo promedio NW-SE con un ligero buzamiento al oeste, estos estratos son afectados generalmente por estructuras regionales los que tienen un rumbo promedio E-W, como son las fallas de Corire y Toran, los que a nivel regional se trata de estructuras inversas; de manera local se tiene otras estructuras menores los que corresponden a sistemas de diaclasamiento con un desplazamiento del orden menor a un metro (o menos) de desplazamiento los que corresponden a estructuras distensionales que se asocian a una estructura mayor, que en este caso corresponderían al fallamiento inverso de Toran. Deslizamiento Punta Colorada Se ubica sobre la margen derecha del valle de Majes (Fig. 1a, b), cuya superficie de ruptura que se ubica en el cerro las Salinas (SW del deslizamiento) en suelos no cohesivos del Grupo Formación Moquegua constituida areniscas lutitas y niveles de tobas, con desprendimiento hacia el NE con una longitud aproximada de 6.5 Km. con un frente de derrubios en la margen izquierda del valle de Majes. Este deslizamiento mayor se ve cortado por un segundo deslizamiento de una dirección del NW al SE que conforma la quebrada Pampa Blanca, a la vez toda esta secuencia del cuerpo del deslizamiento es recortado actualmente por el río Majes aproximadamente (Bedia et al 2004), reconociéndose tres zonas bien marcadas: Zona de frente de Escarpas Esta Geoforma cercano a la cadena de cerros Las Salinas – Pampa Colorada, describe y tiene relación con el fallamiento de tipo gravitacional que comprende el espejo de falla (Fig. 1e) y el salto de falla de 150 mts. de desnivel donde se aprecian los estratos que buzan en sentido contrario a la pendiente. Está formada por una superficie relativamente agreste que está conformada principalmente por la escarpa principal por debajo de la corona caracterizada por una zona de relieves con pendientes entre 50° a 70°. Zonas de laderas Suaves Onduladas Son las que presentan una superficie con pendientes entre 25° a 35° de inclinación, en esta geoforma se puede distinguir una serie de hemigrabens propios del deslizamiento, formando parte del cuerpo principal del deslizamiento, esta parte media corresponde a la zona de desplazamiento divergente, es el área donde se puede observar una distorsión interna de todo el sistema; aquí están comprendidas los poblados de él “Mirador” y Altillo las que se ubica por encima del poblado de Punta Colorada Zonas de Terrazas Fluviales La parte frontal de este deslizamiento lo constituye una gran zona que se extiende hasta pasando el flanco derecho del valle de majes como podemos evidenciarlo en la parte alta de Mesana, Esmeralda hasta Pedregal; se trata del depósito principal del deslizamiento componiéndose sucesiones de debris flow con clastos de diferente tamaño; gran parte de esta zona está conformadas terrazas fluviátiles conformadas por el Río Majes, siendo la más antigua de poco desarrollo o se encuentra muchas veces modificada por la acción antrópica del hombre para el desarrollo de la actual vía de comunicación. Sistemas de fallas. El área es afectada por estructuras de inversión tectónica los que tienen un rumbo promedio E-W, como son las fallas de Corire y Toran, estas unidades tectónicas corresponden a estructuras de inversión tectónica en el que unidades del basamento (en este caso el Jurásico) se sobreponen o se paralelizan a las unidades del Paleoceno-Mioceno (Grupo Moquegua). La estructuración en superficie de flexuras (anticlinales) que corresponden a pliegues por flexión de fallas, teniendo como despegue a las lutitas rojizas de la base del Grupo Moquegua, estas estructuras de inversión tiene una vergencia al sur, ligeramente al SSW se tratan de un pliegue ligeramente asimétrico con un flanco occidental mucho más inclinado que su flanco oriental (Fig. 1d y f). La falla Punta Colorada: esta falla corresponde al límite Sur del deslizamiento de Punta Colorada se reconoce por más de un kilometro en la ladera derecha del valle de Majes (Fig. 1e), se manifiesta por que pone en contacto casi vertical en lado sur se la estructura al Grupo Moquegua en posición normal del lado norte en donde estas unidades litoestratigráficas se presenta deslizada. Conclusiones Este deslizamiento rotacional se compone de tres principales partes, la mas superior correspondiente a la superficie de arranque donde predomina la tectónica en bloques, un segundo o parte central donde podemos observar un caos de bloques en el que aun se puede distinguir conjunto de hemigrabens, y una tercera parte frontal del deslizamiento compuesto íntegramente por debris flow que se ve afectado actualmente por el rio majes. Punta colorada, se trata de un mega deslizamiento que puede haber ocurrido en el Plioceno inferior. Este corresponde a un deslizamiento rotacional mayor, con dirección hacia el NE, que es cortado por un gran debris flow proveniente del SE. Referencias BEDIA C., LAGOS. Y SANCHEZ J. (2004) Deslizamientos rotacionales y desprendimientos de rocas en Punta Colorada, (Aplao – Arequipa). XII Congreso Peruano de Geol. Vol. Resúmenes Extendidos, p. 45-47. BELLIDO E. y NARVAEZ S. (1960).Geología de los 2 840 cuadrángulo de Atico. Comisión Carta Geológica Nacional. Lima. Boletín N°2, 59 p. BELLIDO E. y GUEVARA C. (1963).Geología de los cuadrángulos de Punta Bombón y Clemesí. Comisión Carta Geológica Nacional. Lima. Boletín N°5, 92 p. JACAY J., BULOT L., MORENO K., SEMPERE T. (2006) Aspectos sedimentológicos del Jurásico-Cretáceo (Grupo Yura) en el área del valle de Majes (Arequipa). XIII Congreso Peruano de Geol. Vol. Resúmenes Extendidos, p. 543-546. MAROCCO R. (1984) Dynamique du remplissage d'un bassin intramontagneux cénozoique Andin. Le bassin de Moquegua (sud du Pérou). Cah. ORSTOM. 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Vistas de la zona del deslizamiento: a) ubicación en el sur del Perú, b) imagen satelital Google donde podemos observar el cuerpo del deslizamiento, c) falla Punta Colorada vista del contacto entre el Moquegua inferior con el deslizamiento, d) flexura de Toran corresponde a una inversión tectónica, e) plano de falla del despegue principal del deslizamiento, f) flexura de Corire corresponde a una inversión tectónica. 3 841 Riesgo Volcánico en Chile: exposición de la población y detección de ‘hotspots’ del impacto potencial Rodrigo Calderón * (1), Luis E. Lara (1) y Cristina Silva (1)(2) (1) Programa de Riesgo Volcánico, Servicio Nacional de Geología y Minería, Merced 22, Santiago, Chile (2) Departamento de Geografía, Facultad de Arquitectura y Urbanismo, Universidad de Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. El riesgo volcánico en Chile es relativamente bajo en comparación con otras regiones del mundo. Sin embargo, la heterogénea distribución de la población y especialmente sus disímiles características sociales hacen que ciertas comunas o localidades específicas aparezcan como más vulnerables frente a una erupción volcánica. Un objetivo reconocimiento de los puntos críticos debería facilitar la implantación de políticas públicas que mitiguen el impacto. Palabras Claves: Riesgo volcánico, Exposición de la población, Impacto potencial. en su distribución espacial, entre otras cosas por efecto de la distribución de la población. La población, además, es variable en el tiempo y normalmente tiende a incrementar el factor de riesgo por el solo crecimiento vegetativo de ella (Chester et al., 2000). Sin embargo, la capacidad de respuesta de las comunidades frente a una crisis, las pérdidas eventuales y finalmente su capacidad de recuperación, dependen de un conjunto de características de cada grupo humano cuya atención es también materia de reciente preocupación (e.g. Wood y Soulard, 2009). 1 Introducción Tradicionalmente, el problema del impacto potencial de las erupciones volcánicas ha sido abordado por las geociencias como una caracterización del peligro, dejando la evaluación de la vulnerabilidad a otras disciplinas. Sin embargo, reconociendo la compleja interacción existente entre los factores intrínsecos de los procesos eruptivos y el entorno receptor de los fenómenos, las investigaciones recientes tienden a ser más multidisciplinarias en su enfoque (e.g., Ronan et al., 2000). En este trabajo intentamos reflejar cuantitativamente la influencia que ejerce la distribución de la población con sus características concretas (económicas, sociales) y el impacto potencial que deriva de la interacción entre este factor y el peligro volcánico declarado para los volcanes activos del territorio nacional. Como resultado se obtiene un panorama nacional y también una identificación de los puntos críticos a nivel regional y comunal en los cuales deberían enfocarse las estrategias de mitigación. 2 Peligro volcánico a escala nacional Una extensiva evaluación de los peligros volcánicos a escala nacional ha sido publicada recientemente por Lara et al. (2011). Sobre la base de ese análisis, el territorio chileno continental alberga 95 volcanes geológicamente activos cuyas áreas de impacto proximal definen una superficie total de 35.880 km2, aproximadamente el 5% de ese territorio. La amenaza representada por ellos, evaluada sobre la base de la combinación de factores de peligro y exposición (e.g., Ewert, 2007), es heterogénea Figura 1. Superficie afectada y variación de la densidad de población (hab/km2) según la distancia a los volcanes activos, representada por segmentos del arco volcánico. Datos regionales tomados de Small y Naumann (2000). Nótese el amplio contraste con otras regiones del mundo. 842 Desde una perspectiva global, en Chile se verifica una reducción de la densidad de habitantes según la distancia a los volcanes, situación radicalmente diferente en otras regiones como Centroamérica o el sudeste asiático (Fig. 1). Desde una perspectiva regional, es posible identificar núcleos donde la amenaza es mayor. Tales características deberían ser abordadas en conjunto con otros factores recogidos en una aproximación multidisciplinaria que describa la naturaleza del problema y proponga soluciones efectivas. 3 Distribución de indicadores de impacto población e Identificados los ‘clusters’ de población, es posible estudiar el efecto de los factores sociales que pueden determinar la capacidad de respuesta. En este caso se ha considerado indicadores incluidos en el Índice de Desarrollo Humano (PNUD, 2000), que engloba factores relacionados con el ingreso pero también con los niveles de educación y otros elementos que definen el capital social. Algunos de esos aspectos han sido evaluados en particular mostrando correlación con elementos tales como la composición etaria, el cuerpo de creencias que caracteriza a cada grupo y otros rasgos locales. El análisis más básico muestra que existen focos de primer orden definidos por concentraciones anómalas de población a distancias menores a 15 km de los volcanes activos. Esos grupos están ampliamente contenidos en las zonas de alto peligro y lejos de la frontera de seguridad que pudiera definirse como el radio de 30 km donde estadísticamente quedan contenidos la mayor parte de los eventos eruptivos documentados globalmente (Blong, 1984). Al incorporar factores sociales tales como los rangos etarios de las personas afectadas, el grupo social al cual pertenecen, los años de educación formal de las mismas, entre otros, los ‘hot spots’ detectados adquieren otra configuración, probablemente reflejando aquellas zonas donde el impacto de la erupciones sería mayor. Asimismo, esta configuración predice mejor las dificultades que tendrían esas comunidades en su recuperación o capacidad de resiliencia. Desde el punto de vista de las políticas públicas, las acciones de mitigación deberían concentrarse en esos lugares. 4 Conclusiones El riesgo volcánico en Chile, atendiendo especialmente a factores demográficos, es relativamente bajo si se le compara con otras regiones densamente pobladas. Sin embargo, producto de la heterogénea distribución de la población en el territorio y sus también contrastantes características sociales, es posible reconocer ciertos focos donde el impacto podría ser mayor y la menor capacidad de recuperación determinaría efectos de más largo plazo. Figura 2. Mapa de amenaza volcánica comunal y ‘hotspots’ de primer orden definidos con respecto a la población vulnerable. Agradecimientos Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. 843 Referencias Chester, D.K.; Degg, M.; Duncan, A.M.; Guest, J.E. 2000. The increasing exposure of cities to the effects of volcanic eruptions: a global survey. Environmental Hazards 2: 89-103. Ewert, J., 2007. System for ranking relative threats of U.S. volcanoes. Natural Hazards Review 8 (4), 112–124. Lara, L.E.; Orozco, G.; Amigo, A.; Silva, C. 2011. Peligros Volcánicos de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Ambiental, No., p., 1 mapa escala 1:2.000.000, Santiago. PNUD. 2000. Desarrollo Humano en las Comunas de Chile, Gobierno de Chile, Ministerio de Planificación y Cooperación. Ronan, K.R.; Paton, D.; Johnston, D.M., Houghton, B.F. 2000) Managing societal uncertainty in volcanic hazards: a multidisciplinary approach. Disaster Prevention and Management 9 (5): 339 – 349. Small, C., Naumann, T., 2001. The global distribution of human population and recent volcanism. Environmental Hazards 3: 93-109. 844 Medio Físico y conflictos ambientales asociados a la actividad minera en el municipio de Soacha en el departamento de Cundinamarca - Colombia Environmental Conflicts and Mining Activity in Soacha – Cundinamarca - Colombia Yolanda Calderón Larrañaga, Jorge Castro, et al. Servicio Geológico Colombiano – Subdirección de amenazas geológicas y entorno Ambiental Bogotá C.C., Colombia
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[email protected] El objetivo general de este trabajo es definir y evaluar las relaciones entre los conflictos ambientales y las Resumen: Este documento presenta los resultados de un trabajo desarrollado como acuerdo de voluntades amenazas por movimientos en masa asociados a la entre la alcaldía de Soacha y el Servicio Geológico actividad minera en el municipio de Soacha, Colombiano direccionado a generar una herramienta de incluyendo los procesos de urbanización dados en el gestión que contribuya en la toma de decisiones municipio, con el fin de generar una herramienta de respecto a la planificación y el ordenamiento territorial gestión que contribuya en la toma de decisiones incluyendo la actividad minera en el municipio de respecto a la planificación y el ordenamiento territorial Soacha a través de un diagnóstico integral que incluye a través de un diagnóstico integral que incluye aspectos aspectos técnicos y multidisciplinarios. Va dirigido este técnicos y multidisciplinarios. diagnóstico a definir con soportes técnicos los conflictos ambientales generados por la actividad minera como detonante de amenazas por movimientos en masa asociados a los procesos de urbanización. Para el desarrollo de esta evaluación se plantea el uso de técnicas deterministicas y multicriterio que recogen diversos aspectos técnicos asociados. Este documento se concentra en la evaluación de los elementos técnicos dirigidos a determinar la amenaza por Movimientos en masa que puedan incluir datos en diferentes escalas llevados a modelos que permitan una adecuada homogenización de la información usada para la evaluación final de la amenaza y la zonificación geomecánica de los materiales presentes. 1.1 Localización del área de estudio Como zona piloto se seleccionó el municipio de Soacha en el departamento de Cundinamarca, por ser un sector en el cual se desarrolla la actividad minera a cielo abierto, específicamente de materiales de construcción tanto formal como artesanal desde hace muchos años, adicionalmente es un sector que ha tenido un crecimiento de la población casi exponencial en los últimos decenios lo que ha llevado a la creación de cordones de miseria en la periferia de la zona urbana del municipio, los cuales se han asentado en antiguas zonas mineras abandonadas, y es un corredor importante para el comercio y las vías de comunicación con la capital del país. El municipio de Soacha cuenta con un área aproximada de 15000 Has en la zona rural, y de 3700 Has aproximadamente en la zona urbana. En la Figura 1 se presenta la localización general del área de estudio y resaltado en rojo la zona urbana y de expansión urbana. Los estudios se desarrollaron a escala 1:25.000 para todo el municipio y a escala 1:5000 para la zona urbana y de expansión. Palabras claves: conflicto, amenaza, movimientos en masa 1. INTRODUCCIÓN Es innegable que hablar de actividad minera obliga entre otros aspectos a hacer referencia al medio ambiente y a las modificaciones a que está sometido el medio físico abordado por la actividad al igual que las comunidades locales expuestas a la actividad minera, sus interrelaciones y los productos finales en muchos casos asociados a la generación de riesgo. Dada precisamente la pertinencia del tema minero para la evolución actual, de mediano y de largo plazo de la economía colombiana y habida cuenta de la responsabilidad del hoy Servicio Geológico Colombiano (antiguo INGEOMINAS), frente a estas realidades y requerimientos de la sociedad, se trata de abordar en este documento los resultados obtenidos dentro del proyecto de investigación desarrollado por la Subdirección de Amenazas Geológicas del Servicio Geológico Colombiano y como parte de los resultados de un proyecto de investigación desarrollado para la maestría de Medio Ambiente y Desarrollo (IDEA) de la Universidad Nacional de Colombia. 2 METODOLOGÍA En este documento se presentan los resultados alcanzados dentro del análisis técnico, cuyo objeto es elaborar la zonificación geomecánica y de amenaza por movimientos en masa del casco urbano del municipio de Soacha en el Departamento de Cundinamarca a partir de la caracterización de los materiales de superficie y su interrelación con diversos detonantes de tipo natural y antrópico incluida la actividad minera, en un área aproximada de 3200 Ha a una escala 1:5000 que permita su uso para la toma de decisiones, aplicado al POT del municipio. 845 Figura 1 Localización área de estudio. Municipio de Soacha en el departamento de Cundinamarca. En rojo la zona urbana Figura 2 Análisis técnico para zonificación geomecànica y por MM ( INGEOMINAS 2010) Dentro de los resultados del estudio se tienen los siguientes: Caracterización de la zona urbana del municipio de Soacha desde el punto de vista geológico y geomorfológico, desarrollo de la exploración directa e indirecta para la obtención de información geotécnica, identificación de los procesos denudacionales más relevantes en las zonas de estudio, y los principales detonantes de los mismos (lluvia, sismo, factores antrópicos, actividad minera, etc.), análisis geotécnico de los materiales rocosos a escala 1: 5000 del casco urbano del municipio con el fin de determinar las zonas con comportamientos geotécnicos especiales así como las propiedades geomecánicas de los materiales geológicos de superficie de la zona de estudio, desarrollo de una zonificación por movimientos en masa del casco urbano del municipio a escala 1:5.000, identificación de los factores que contribuyen a la generación de procesos de inestabilidad de dichos sectores incluyendo la actividad minera. En La Figura 2 el esquema metodológico de los trabajos técnicos. En este documento nos enfocaremos en los aspectos técnicos a tener en cuenta en esta metodología. La amenaza por movimientos en masa de una ladera, entendida como un evento natural, humano o combinado, potencialmente destructivo de vidas, bienes, economía y/o cultura de una comunidad (INGEOMINAS, 2006), involucra en su evaluación, el conocimiento claro del tipo de movimiento en masa amenazante activo o potencial, así como estimativos de su magnitud, recurrencia y localización geográfica. Esta es una actividad compleja que, de acuerdo con el nivel de escala a la cual se esté realizando, requiere una gran cantidad de información de aspectos como: topografía, cobertura y usos del suelo, geología (geología para ingeniería, estratigrafía, geología estructural) geomorfología, clima, hidrología, hidráulica, hidrogeología (niveles piezométricos y su variación en el tiempo), parámetros geomecánicos de materiales e intensidad y probabilidad de ocurrencia de factores detonantes tales como lluvias y sismos, todos y cada uno de acuerdo a la metodología de evaluación planteada. Para la evaluación de amenaza por falla de taludes en roca (tipo caída: falla planar, en cuña y por volcamiento) se utilizó la clasificación geomecácnica de Barton y el análisis cinemático de macizos a nivel de afloramiento. Por su parte, la evaluación de amenaza por mecanismos tipo flujo y deslizamiento traslacional, fue evaluada mediante herramienta SIG asumiendo falla planar con el método determinístico de factores de seguridad obtenidos a partir de análisis de estabilidad generalizados para toda el área de estudio. Los mecanismos de falla tipo rotacional fueron evaluados para tres sitios específicos escogidos a partir del conocimiento de la zona de estudio con métodos de equilibrio límite. En la Figura 3 se muestra el esquema metodológico general seguido para la obtención del mapa de amenaza y en la Figura 4 se presenta el mapa de amenaza por MM para el escenario 1, sin sismo. Los factores detonantes considerados en la evaluación de la amenaza con factores de seguridad fueron la condición de saturación del terreno y la sismicidad. La condición de saturación del terreno fue estimada cualitativamente a partir de la condición de drenajes naturales y redes de acueducto y alcantarillado y cuyo resultado es el mapa de áreas de drenaje. 846 El factor sismo como detonante de eventos fue analizado a partir de los datos de aceleración sísmica a nivel de la roca basal para un periodo de retorno de 475 años, obtenida de las principales fuentes sismogénicas del país. conflicto que vive el municipio de Soacha y que afecta las políticas de planeación y gobernabilidad del mismo. Agradecimientos Los autores del trabajo agradecen la información y apoyo prestado para la elaboración de este trabajo a la Alcaldía de Soacha – Cundinamarca, al Instituto de Estudios Ambientales – IDEA de la Universidad Nacional de Colombia, y a la comunidad de Soacha especialmente de las Comunas IV y VI, para llegar a la culminación de los estudios. Referencias Carvajal, H. et al., 2007. Simbología cartográfica para movimientos en masa. Proyecto Multinacional AndinoPMA:GCA. Cap.6. Bogotá. Cruden, D. and Varnes, C.J., 1996. Landslide Types and processes. Figura 3. Metodología general para la evaluación de amenaza por MM In Special Report 247: Landslides, investigation and mitigation. (Turner, A.K. and Schuster, R.L. Eds.), Transportation Research Board. National Academy Press, Washintong, D.C. Gamboa J, Gonzalo.2003. Evaluación Multicriterio Social de escenarios de futuro en la XIª región de Aysen, Chile. “Tesis de Doctorado”. INGEOMINAS, 2001. Evaluación del riesgo por fenómenos de remoción en masa: Guía metodológica. pp 29-49. INGEOMINAS, 2006. Sistema de Información de Movimientos en Masa-SIMMA. Ojeda, J. et al., 2006. Inventario de movimientos en masa. Proyecto Multinacional Andino-PMA:GCA. Cap.5. Bogotá. Munda, Giuseppe. Métodos y Procesos Multicriterio para la evaluación Económico-Ambiental de las Políticas Públicas. Universitat Autónoma de Barcelona. Departament d` Economia i Historia Económica. 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Vargas Olga. 2005.La Evaluación Multicriterio Social y su aporte a la conservación de los Bosques. Revista Facultad Nacional. Agricultura. Medellín. Volumen 58, Nº. P. 26652683. Como resultado del análisis de los datos sísmicos se obtienen líneas de isoaceleración, que muestra zonas homogéneas de aceleración máxima horizontal y que se emplearon en la evaluación de la amenaza. Figura 4. Mapa de amenaza por MM para escenario 1 Para los análisis determinísticos en función del factor de seguridad, se consideraron dos escenarios: Un escenario Crítico en que solo se considera como detonante la saturación del suelo (no se incluye el sismo) y un escenario Extremo considerando como detonante la saturación del suelo y la ocurrencia de un sismo. En la actualidad INGEOMINAS viene desarrollando en acuerdo con la Universidad Nacional de Colombia la caracterización de los aspectos socio económicos del problema que junto con los resultados de la evaluación técnica ya presentada en este documento permitirán establecer si la actividad minera es el principal generador de los problemas de inestabilidad física por MM en el municipio y la asociación de la misma a diferentes conflictos socio ambientales, con el fin de establecer en acuerdo común con otras entidades y actores involucrados alternativas de solución al actual 847 Buscando evidencias de deformación vertical previa al Terremoto del Maule 2010 en la bahía de Talcahuano: Análisis de series de tiempo de mareógrafos y altimetría satelital Nayadet Pulgar , Andrés Tassara* y Oscar Pizarro 1) Departamento de Oceanografía, facultad de Ciencias del Mar, Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, Av. Altamirano 1480 , Valparaíso, Chile. 2) Departamento de Ciencias de la Tierra, Facultad de Ciencias Químicas, Universidad de Concepción, Victor Lamas 1290,Concepción, Chile 3) Departamento de Geofísica, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Concepción, Victor Lamas 1290,Concepción, Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. Chile es considerado uno de los países más activos sísmicamente, por lo que se ve fuertemente afectado por el ciclo sísmico de subducción. Existen técnicas geodésicas que logran medir estos movimientos verticales del ciclo sísmico, pero solo abarcan serie de no más de 10 a 15 años. Las deformaciones corticales podrían tener un efecto perceptible en la costa, por lo tanto dicha deformaciones se podrían registrar por los mareógrafos, a través de la variación del nivel medio del mar que tienen series de más de 60 años. La altimetría satelital nos ayuda a diferenciar las variaciones verticales de la corteza. La zona principalmente estudiada va desde Antofagasta a Puerto Montt. Estamos aplicando distintos métodos que permiten aislar efectos tectónicos sobre las mareas y variaciones climáticas en series de tiempo de mareógrafos. Este análisis podría ayudar a la búsqueda de una señal pre-sísmica para el Terremoto del Maule 2010. Palabras Claves: Ciclo Sísmico de Subducción, Mareógrafos, Altimetría Satelital del Nivel del Mar. 1 2 3 ser medida actualmente con gran precisión espacial y temporal mediante métodos geodésicos satelitales (GPS y/o InSAR). Las mediciones demuestran que la superficie de la Tierra responde a la tracción de la placa subductada, en este caso la placa de Nazca, en la falla de subducción hundiéndose mar afuera (cerca de la fosa oceánica) y alzándose tierra adentro, entre dos grandes terremotos (fase inter-sísmica), y este movimiento se revierte durante el terremoto (co-sísmica). La línea de la costa se ubica generalmente en torno al punto donde no hay ni alzamiento ni subsidencia. Sin embargo, las técnicas geodésicas satelitales comienzan a ser usadas desde hace pocos años (15 a lo más), mientras que la fase intersísmica de grandes terremotos de subducción tiene una duración un orden de magnitud mayor. Por lo tanto la caracterización de las velocidades de deformación cortical asociadas al ciclo sísmico a escalas de tiempo comparables con la fase intersísmica no puede ser realizada con estos métodos y es necesario recurrir a otras fuentes de información que permitan acceder a series de tiempo suficientemente largas. Esto es especialmente relevante si se busca por ejemplo identificar alguna deformación anómala de la corteza previa a un gran terremoto como el Mw8.8 del 27 de febrero del 2010 en el Maule, es decir una eventual fase pre-sísmica. La deformación cortical debida a las distintas etapas del ciclo sísmico podría tener un efecto perceptible en la costa, y particularmente en el movimiento vertical de ésta con respecto al nivel medio del mar. Por tanto, dicha deformación vertical podría ser registrada por mareógrafos, tal como lo demuestran algunas investigaciones recientes en Fennoscandia (Kuo et al., 2004) e Italia (Braitenberg et al., 2010). Los mareógrafos permiten el registro permanente del nivel del mar, estando fijos en tierra (muelle), con una altura y coordenadas conocidas. Debido a esto, ellos permitirían estimar la variación en altura de la corteza 1 Introducción Chile es considerado uno de los países más activos sísmicamente, debido a su ubicación en el Cinturón de fuego del Pacífico. Gran parte del territorio continental chileno yace sobre la zona de subducción de la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana. La convergencia entre ambas placas a lo largo del plano de subducción es parcialmente absorbida mediante el súbito deslizamiento de una placa sobre la otra durante grandes terremotos. Entre dos grandes sismos, la falla de subducción se encuentra bloqueada debido a la fricción y los esfuerzos generados por el movimiento entre ambas placas se acumula generando deformación de la corteza terrestre en torno a la falla. El ciclo recurrente de acumulación de esfuerzo y posterior descarga por medio de terremotos se conoce como el ciclo sísmico. El ciclo sísmico de subducción genera deformación elástica de la corteza terrestre, esta deformación puede 848 con respecto al nivel medio del mar. Se requiere analizar los registros de mareógrafos, ya que son los únicos que tienen una data mayor a 15 años en comparación con las mediciones modernas como GPS. El mareógrafo de Talcahuano registra una serie de tiempo de más de 60 años del nivel del mar lo que nos permite evaluar el comportamiento vertical de la corteza durante la fase intersísmica e identificar eventuales evidencias de deformación vertical antes del terremoto del 2010 en el Maule. Este análisis puede ser realizado comparando la serie de tiempo de esta estación mareográfica contra otras ubicadas en la costa chilena fuera del área de ruptura del Terremoto del Maule. La altimetría satelital determina la altura de la superficie oceánica respecto a un punto de referencia (nivel medio del mar o geoide). Los satélites altimétricos miden el tiempo que tarda el pulso radar en viajar desde el satélite hasta la superficie y regresar. El promedio de muchas de estas estimaciones realizadas cada segundo produce mediciones muy precisas de la distancia entre el satélite y la superficie oceánica (la que utilizamos como altura del nivel del mar). En nuestro caso usamos las anomalías del nivel del mar, es decir la variación del nivel del mar con respecto al nivel medio del mar, en los puntos más cercanos a nuestros mareógrafos. Estos permitieron hacer un análisis geodésico y comparaciones de velocidades entre dos métodos distintos. En un intento por caracterizar los movimientos verticales asociados al ciclo sísmico a escala de varias décadas, este trabajo pretende analizar las variaciones del nivel del mar registrado en mareógrafos, compararlos y diferenciarlos con información similar registrada por medio de altimetría satelital con el fin de identificar desde estos datos señales de movimiento vertical relativo de la superficie terrestre con respecto al nivel medio del mar que puedan ser debidas a etapas inter-, pre-, co- y postsísmicas asociadas al reciente terremoto del 27 de febrero 2010, ya que debido a su gran magnitud (Mw8.8) es esperable que los movimientos verticales asociados sean particularmente significativos y que una fase pre-sísmica de existir pueda ser identificada. los registros horarios de las estaciones Valparaíso, San Antonio, Talcahuano, Puerto Montt, Corral, Ancud y Chacabuco. También se tomaron series de tiempo desde 1992 hasta enero del 2010 obtenidos del “Sea Level” GLOSS (http://uhslc.soest.hawaii.edu/data/rqd) ya procesadas como promedios mensuales y corregidas por presión para los mareógrafos de Antofagasta, Caldera, Talcahuano y Valparaíso. Los datos para la corrección por presión atmosférica se obtuvieron del “Climate Analysis Center”. Para la altimetría satelital se trabajó con datos diarios de anomalía del nivel mar en el punto más cercano al mareógrafo de Antofagasta, Caldera, Valparaíso y Talcahuano. La serie de datos va desde 1992 hasta enero del 2010. Estos se obtuvieron de la página web AVISO (www.aviso.oceanobs.com). AVISO es la página de distribución de datos altimétricos en todo el mundo desde 1992 empezando con los satélites Topex/Poseidon y ERS, y desde el lanzamiento de Jason-1 en diciembre del 2001 y de Envisat en marzo del 2002, con esto una serie de producto se completa en el gran catalogo AVISO. Estos productos son principalmente Anomalías del nivel del mar, velocidad geostrófica, velocidad geostrófica absoluta, altura del nivel del mar, entre otras. Para procesar los datos de mareógrafos y altimetría se desarrollaron y adaptaron rutinas propias mediante el programa MATLAB R2009a. En primera instancia se procedió a corregir y evaluar la falta de data importante que pueda afectar a nuestro método de estudio. Con análisis de series de tiempo del nivel del mar, se obtuvo promedios mensuales en ambos métodos que nos permitió hacer la comparación necesaria entre altimetría satelital y mareogramas. Se aplicó un polinomio grado 5 para ajustar una curva continua a los datos mediante mínimos cuadrados el cual nos permite luego obtener la velocidad por simple derivación de esta curva en el tiempo. Esta velocidad también se podrá comparar en ambos métodos. Mediante un análisis de componentes principales, se obtuvieron los valores propios que caracterizan el comportamiento común de las series de tiempo del nivel del mar de mareógrafos y altimetría. Con esto se aíslan las variaciones del nivel del mar que se asemejan a todas las series tales como condiciones climáticas y oceanográficas, las que al ser substraídas de las series originales generan un residual con solo condiciones locales de cada estación. Esta señal podría interpretarse como los movimientos verticales de la corteza debido al 2 Métodos y datos El área de estudio está comprendida entre los 23°46°Sur, antearco de los Andes Centrales y del Sur. Se trabajó con los datos históricos de mareógrafos del nivel del mar (NM), de las estaciones ya antes mencionadas, obtenidos del Centro Nacional de Datos Hidrográficos y Oceanográficos de Chile (CENDHOC) dependiente del Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada de Chile (SHOA). Desde esta base de datos se obtuvieron 849 ciclo sísmico. 3 Resultados Preliminares y Trabajo en Curso Hasta el momento se han obtenido diferencias en las velocidades entre las series del nivel del mar de mareógrafos y los datos de anomalías tomados con altimetría satelital. Estas diferencias sugieren que efectivamente los mareógrafos registran una componente significativa de movimiento vertical de la superficie terrestre con respecto al nivel medio del mar, que debe estar relacionada al ciclo sísmico de la falla de subducción. Con el análisis de componentes principales hasta el momento se logra obtener el modo común que representaría la variabilidad asociada a fenómenos de gran escala, como variaciones climáticas de ENSO (fenómeno del niño) o variaciones interdecadales, aunque también existe fluctuaciones locales que pueden estar asociadas a fenómenos oceanográficos y meteorológicos como cambio de vientos, corrientes, surgencia, etc. El residual que se consigue a través de la diferencia entre el modo común y el observado sugiere movimientos verticales descendentes en la estación mareográfica de Talcahuano algunos años previos el Terremoto del Maule (Figura 1). En los próximos meses esperamos validar esta metodología mediante la comparación con estimaciones de GPS para los últimos 10 años y simulaciones de modelos elásticos de la deformación que permitan observar este movimiento de la placa superior. Con ello podremos caracterizar la deformación vertical previa al terremoto del Maule 2010 y evaluar la ocurrencia de una hipotética fase pre-sísmica. Figura1. Diferencia entre la serie observada del nivel del mar y las componentes principales del modo común entre 4 estaciones mareográficas representando el cambio local de cada estación. En Talcahuano entre el 2005 y 2010, se puede apreciar levemente un aumento del nivel medio del mar. Estas señales se podrían interpretar como la subsidencia de la placa superior años antes al terremoto del Maule 2010. Agradecimientos Agradecemos al financiamiento parcial del Proyecto Fondecyt 1101034 “CONvergence PARtitioning at the Southern Andes (CONPARSA): Numerical modeling of cristal deformation”. Referencias Braitenberg et al., 2010 Vertical crustal motions from differential tide gauge observations and satellite altimetry in southern Italy. Department of Geosciences, University Trieste, Journal of Geodynamics 51 (2011), 233–244pp. Kuo, C.Y., Shum, C.K., Braun, A., Mitrovica, J.X., 2004. Vertical crustal motion determined by 573 satellite altimetry and tide gauge in Fennoscandia. Geophys. Res. Le 850 Paleosismología de la Falla San Ramón e implicancias para el peligro sísmico de Santiago Gabriel Vargas *, Sofía Rebolledo 1 Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile 2 Centro de Excelencia en Geotermia de los Andes (CEGA), Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *E-mail:
[email protected] Resumen. La Falla San Ramón (FSR) es un sistema de falla cuaternaria de orientación general N-S, mecanismo inverso y vergencia al oeste, que limita el valle de la Depresión Central con el frente cordillerano de Santiago. Dada su geometría, estructura y cinemática, esta falla representa una fuente de peligro sísmico potencial para la Región Metropolitana. Resultados paleosismológicos obtenidos a partir del estudio de dos trincheras realizadas en forma perpendicular al escarpe más reciente de la falla en el área de la Quebrada Macul, indican que ésta tiene la capacidad de generar ruptura en superficie, con desplazamientos métricos del terreno. Las observaciones del material afectado por falla en las trincheras, junto con resultados geocronológicos radiocarbono muestran que el último evento a lo largo de la FSR ocurrió después de 22000 y antes de los 8400 años calibrados AP, y que implicó desplazamiento de varios metros a lo largo de la estructura. Estos antecedentes sugieren que eventos de magnitud del orden de 6,9-7,4 son esperables a lo largo de esta falla. Palabras Claves: Falla San Ramón, paleosismología, Santiago, peligro sísmico 1,2 1 mientras que las más recientes se encuentran desplazadas algunos metros (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). La traza de la falla se ha definido a los pies de los escarpes, lo cual ha sido apoyado con observaciones de campo de carácter geomorfológico y estructural (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). Evidencias recientes sugieren, además, un control estructural de la actividad pleistocena de la Falla San Ramón sobre la geomorfología y geometría en particular de las terrazas de los ríos Mapocho y Maipo, ubicados en la parte norte y al sur de la ciudad de Santiago, respectivamente (Ormeño, 2007; Rauld, 2011). Entre los ríos Maipo y Mapocho, la FSR se compone de tres subsegmentos principales de 10-15 km de largo que se vinculan entre sí a través de zonas de traspaso, en las cuales es posible observar trazas paralelas u oblicuas del sistema de la falla principal (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). De acuerdo a los modelos estructurales apoyados por observaciones de campo y cartografía geológica, este sistema de falla se enraíza en la corteza con manteos de 3662ºE, hasta una rampla o sobrecorrimiento tectónico ubicada a unos 10-12 km de profundidad con manteos de 4-5ºE (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). Dada su geometría, estructura y cinemática, la FSR representa una fuente de peligro sísmico potencial para la Región Metropolitana de Chile (Armijo et al., 2010). En este trabajo se presentan los primeros resultados de un estudio paleosismológico enfocado a determinar la ocurrencia y el tamaño de los últimos terremotos asociados a la FSR, así como sus implicancias para la evaluación del peligro sísmico de Santiago. 1 Introducción La Falla San Ramón (FSR) es un sistema de fallas que limita el valle de la Depresión Central con el frente cordillerano en el borde oriental de la ciudad de Santiago (Armijo et al., 2010). Investigaciones recientes han evidenciado que ésta es una falla activa de mecanismo principal inverso a escala del Cenozoico tardío (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). Estudios geomorfológicos y estructurales de los depósitos y rocas deformadas han permitido estimar tasas de deslizamiento promedio del orden ~0.13 mm – 0.40 mm/año a escala de los últimos cientos de miles de años (Armijo et al, 2010; Rauld, 2011). La traza de la falla se ha definido a partir del estudio de escarpes morfológicos y rasgos estructurales asociados a la misma, entre los ríos Mapocho y Maipo (Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). Esta falla se manifiesta en superficie a través de escalones morfológicos que desplazan la superficie del terreno. La magnitud de los saltos se ha asociado con la edad de los rasgos desplazados paulatinamente por la falla, de modo tal que las superficies más antiguas se encuentran desplazadas decenas de metros, 2 Métodología Se realizaron dos trincheras de 30-40 m de largo y 5 m de profundidad máxima, en forma perpendicular a uno de los escarpes más recientes de orientación NNO-SSE, que afectan las unidades del piedemonte asignadas al Pleistoceno terminal-Holoceno en la inmediaciones de la Quebrada Macul (Figura 1; Armijo et al., 2010; Rauld, 2011). Estas fueron preparadas de acuerdo a técnicas 851 especializadas en estudios paleosismológicos (McCalpin, 2009). Esto consistió en una limpieza de las paredes de las trincheras, la confección de una grilla cada 1 m, el levantamiento con GPS diferencial de la topografía de los bordes de los perfiles de las trincheras, y la realización de fotomosaicos a partir de las imágenes georeferenciadas. De este modo se obtuvo una base referenciada para la cartografía de detalle de las unidades afectadas por fallamiento reciente (Pleistoceno-Holoceno), a partir de la observación de los perfiles en terreno. Dataciones radiocarbono a partir de la materia orgánica contenida en el sedimento de los depósitos estudiados, fueron efectuadas en Beta Analityc Inc., cuyos resultados permitieron disponer de un primer marco cronológico para el análisis paleosismológico. 4 Implicancias para el peligro sísmico de Santiago Los resultados expuestos indican que la Falla San Ramón representa una fuente de peligro sísmico potencial para Santiago. Desplazamientos métricos a lo largo de la estructura en superficie por cada evento, como se observó en las trincheras, son coherentes con magnitudes esperables para sismos importantes en la FSR del orden de Mw 6,9-7,4, dada su geometría en superficie y estructura en profundidad (Armijo et al., 2010). Además, los resultados confirman que la FSR ha producido ruptura superficial, con capacidad de desplazamiento vertical del orden de varios metros en un solo evento. Nuestras observaciones permiten afirmar que la Falla San Ramón es una estructura activa a escala de los últimos 22000 años. Estas inferencias son coherentes con una falla de actividad moderada de acuerdo a (Slemmons y Depolo, 1996). Según estos últimos autores, y de acuerdo a datos globales de fallas activas, a lo largo de estructuras de actividad moderada caracterizadas por tasas de deslizamiento de 0,1 mm/año a 1 mm/año, es posible esperar terremotos de magnitud 7 en rangos de tiempo del orden de 100 a 10000 años, y de magnitud 6 en rangos del orden de cientos a miles de años (Wells and Coppersmith, 1994; Slemmons y Depolo, 1996). Los antecedentes presentados en este estudio muestran que el o los últimos eventos a lo largo de la FSR ocurrieron después de 22000 años calibrados AP y antes de los 8400 años calibrados AP, lo que implica que ya han transcurrido miles de años desde el último evento con ruptura superficial. De este modo, los resultados confirman que la FSR constituye una fuente de peligro sísmico para la Región Metropolitana. Se requiere profundizar en los estudios de paleosismología a través del análisis nuevas trincheras a lo largo de la estructura, extender su cartografía de detalle hacia el norte y sur de los ríos Mapocho y Maipo, respectivamente, caracterizar la falla en subsuperficie a través de técnicas de geofísica aplicada, e implementar un monitoreo geodésico y sísmico, con el fin de determinar en forma precisa el peligro sísmico de la Falla San Ramón para la ciudad de Santiago. 3 Resultados Los resultados del levantamiento topográfico del escarpe de falla estudiado muestran que este rasgo produce un escalón en la superficie del terreno del orden de 3-5 m de diferencia vertical. Esta diferencia corresponde a la deformación en superficie asociada a la actividad más reciente de la falla. La superficie afectada por el escarpe corresponde a una superficie aluvial con bloques de andesita. Resultados de mediciones de isótopos cosmogénicos obtenidos a partir del análisis de algunos de estos bloques han sido interpretados como edades máximas, con un valor promedio de 45 ka, para la generación de esta superficie y por lo tanto para la génesis del escarpe (Rauld, 2011). Ambas trincheras muestran que las estructuras de la Falla San Ramón alcanzan la superficie del terreno en la zona media basal del escarpe. Las paredes de las trincheras expusieron sedimentos aluviales estratificados y masivos, los cuales se encuentran plegados e interrumpidos, cortados, en el sector medio a basal de los escarpes, por una superficie de falla, de manteo 35°E, más evidente en una de las trincheras (Figura 2). Las observaciones muestran además que la superficie de falla dispone el bloque colgante sobre la(s) cuña(s) coluvial(es) del bloque yaciente, y disloca un nivel estratigráfico con un desplazamiento mínimo de 4,5 m a lo largo de la estructura. A este desplazamiento de debe sumar la deformación absorbida por el plegamiento de los estratos. Resultados de cinco edades calibradas radiocarbono muestran que los depósitos cortados por la falla y el suelo residual en el escarpe se generaron entre los 22000 años y los 8400 años AP, respectivamente, indicando el rango temporal para la actividad más reciente de la falla. Según estos resultados, junto con las observaciones de detalle de las paredes de las trincheras, indican que los 4,5 m de desplazamiento mínimo a lo largo de la falla ocurrieron en uno o dos eventos sísmicos. Agradecimientos Este trabajo se realizó en el marco del proyecto “Estudio de riesgo y modificación PRMS Falla San Ramón” (Minvu). Se agradece financiamiento adicional del Centro de Excelencia de Geotermia de Los Andes (CEGA), proyecto Fondap 15090013. Se agradece el apoyo en terreno de Valentina Flores y Carolina Valderas. Se agradecen las opiniones de Rolando Armijo, Yann Klinger, Thomas Rockwell, Steven Forman y Gabriel González 852 sobre el trabajo de investigación en curso. Referencias Armijo, R.; R. Rauld; R. Thiele; G. Vargas; J. Campos; R. Lacassin, and E. Kausel. 2010. The West Andean Thrust, the San Ramón Fault, and the seismic hazard for Santiago, Chile. Tectonics 29, TC2007, doi:10.1029/2008TC002427. McCalpin, J.P. 2009. Paleoseismology. Academic Press, Elsevier. International Geophysics Series 95: ISBN: 978-0-12-373576-8. Ormeño A., 2007. Geomorfología dinámica del río Maipo en la zona cordillerana de Chile central e implicancias neotectónicas. Tesis de Magíster en Ciencias, Mención Geología, Departamento de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile: 147 p. Rauld, R.A. 2011. Deformación Cortical y Peligro Sísmico Asociado a la Falla San Ramón en el Frente Cordillerano de Santiago, Chile Central (33° S). Tesis de grado para optar al grado de doctor en ciencias mención geología. Universidad de Chile, Departamento de Geología: 311 pp. Slemmons, B. D., and C. Depolo. 1996. Evaluation of Active Faulting and Associated Hazards. Active Tectonics: Studies in Geophysics. Wallace, R. panel chairman, Natl. Acad. Sci., Washington, DC. Chapter 3: 45-62. Wells, D.L., and K.J. Coppersmith. 1994. New empirical relationships among Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of the Seismological Society of America 84(4): 974-1002. Figura 1. Traza de la Falla San Ramón entre la quebrada Macul y el río Mapocho y unidades deformadas (Armijo et al., 2010). El rectángulo rojo indica la ubicación del escarpe de falla más joven en el sector de la quebrada Macul, en donde se realizaron trincheras para el estudio de su manifestación en superficie. La falla corta unidades geomorfológicas aluviales y en general de piedemonte de edad cuaternaria. Figura 2. Detalle e interpretación estratigráfica y estructural del mosaico fotográfico de una de las trincheras realizadas en forma perpendicular a uno de los escarpes más recientes de la FSR en las inmediaciones de la Quebrada Macul. En verde se muestra un depósito masivo con matriz de finos desplazado por la falla principal. Se indica también una falla secundaria que afecta levemente el relleno sedimentario aluvial. Se indican la ubicación y el valor promedio de edades radiocarbono en años calibrados antes del presente 853 Nuevos antecedentes sobre la falla Marga-Marga y sus implicancias en el peligro sísmico Eleonora Muñoz*, Sergio A. Sepúlveda , Sofía Rebolledo *Escuela de Ciencias de la Tierra, Universidad Nacional Andrés Bello, República 237, Santiago, Chile +Departamento de Geología. Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, Plaza Ercilla 803, Santiago, Chile *E-mail:
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[email protected] Resumen. En el presente trabajo se define una nueva traza de la falla Marga-Marga bajo el Plan de la ciudad de Viña del Mar a partir de la recopilación de antecedentes de daños ocasionados por el terremoto del 27 febrero 2010, antecedentes de terreno e información de deformación en Población Vergara. Se define además una zona de influencia en el peligro sísmico basándose en trazas anteriores e interpretaciones de lineamientos asociado a daño y a datos de terreno. Palabras Claves: falla Marga-Marga, peligro sísmico + + 1 Introducción A partir de la compilación de antecedentes históricos y antecedentes de daños generados por el sismo del 27 de febrero de 2010, complementados con datos de terreno, se presenta una nueva interpretación de las trazas de la falla Marga-Marga atravesando la ciudad de Viña del Mar entre el sector de El Salto y Muelle Vergara. A partir de las trazas definidas en este trabajo y en estudios anteriores, se presenta una franja de posible zona de influencia de la falla en superficie lo que genera especial interés en estudios de peligro sísmico. Thorson (1999) presenta evidencias de una zona brechizada en el entorno sur del actual cauce, además de la correlación entre los daños registrados en los sismos de 1985 y 1906 con la continuidad del cauce proveniente desde el este, interpretando que la proyección superficial de la traza de la falla atravesaría la Población Vergara. Presenta además evidencias de deformación secundaria, y que indicaría que la falla ha presentado actividad reciente, reconocida en depósitos estuariales, mediante fallas inversas ciegas generadas por la transferencia de desplazamiento, e interpretadas como una consecuencia de la actividad de la falla Marga-Marga de tipo inverso sinestral. Los antecedentes históricos de daños generados por el terremoto del 16 de agosto de 1906 (Rodríguez-Rozas y Gajardo-Cruzat 1906; Thorson 1999) describen que en la ciudad de Viña del Mar los daños se concentraron en Población Vergara, en las cercanías de calle Valparaíso con calle Limache y en el sector de El Salto, lo que Thorson (1999) interpreta como una posible participación de la falla Marga-Marga en la contribución de los daños, dado que los sectores dañados se alinean con la traza de la falla definida por Álvarez (1964). El terremoto del 3 de marzo de 1985 también habría generado una concentración de daños de edificios altos en el entorno del Muelle Vergara (Thorson 1999). Galdames y Saragoni (2002) presentan antecedentes que determinan que las estructuras que sufrieron mayor daño en el terremoto de 1985 están sobre la traza de la falla MargaMarga, y que aparentemente habría sufrido un pequeño desplazamiento centimétrico producto del sismo, evidenciado por el levantamiento de tejas en el techo de casas en el sector cercano a la traza de la falla. Los autores proponen una traza de la falla Marga-Marga que atravesaría el Plan de Viña y pasaría por el entorno a Canal Beagle, que también fuertemente dañado (Celebi, 1986. Figura 1). 2 Antecedentes y estudios anteriores Según Álvarez (1964), la traza de la falla Marga-Marga se alinea con el valle del estero homónimo con rumbo N40°W a N60°W y manteo subvertical, atravesando la ciudad de Viña del Mar desde El Salto hasta Muelle Vergara (Población Vergara o Plan de Viña, Figura 1). El autor reconoce movimientos de tipo dextral a lo largo del tiempo geológico. Sin embargo, la evidencia de dislocación entre los niveles aterrazados al norte y al sur del Estero MargaMarga son interpretados como desplazamiento de los bloques a través de fallas verticales durante el Cuaternario y que quedan evidenciados además por la perturbación de sedimentos estuariales ubicados al norte del estero. En el Mapa Geológico del área Valparaíso - Curacaví escala 1:100.000 (Gana et al 1996) se muestran un conjunto de fallas y lineamientos en las cercanías del estero Marga-Marga. En el área de Viña del Mar, los autores reconocen una estructura a unos 500 metros al sur del actual curso del estero (Figura 1). 3 Nuevos antecedentes 3.1 Daño por sismo de 27 de febrero de 2010 A partir de inspecciones de terreno, información de prensa, datos provistos por la Dirección de Obras Municipales e 854 información entregada por el Departamento de Obras Civiles de la UTFSM, parte de los daños de la ciudad de Viña del Mar, en particular las edificaciones de gran altura se concentraron en la población Vergara, repitiéndose sectores con daño en sismos anteriores. La superposición del daño de los tres eventos mencionados en el estudio: 1906, 1985 y 2010 permite interpretar la recurrencia que tienen algunos sectores. 3.1 Modelo estratigráfico A partir de información de sondajes realizados para construcciones históricas en el Plan de Viña entre los años 1962 a 2011 (provista por la UTFSM) se construyó un modelo geológico de los últimos 30 metros mediante la clasificación de la información con un criterio geológico (origen de los materiales), permitiendo visualizar los horizontes de suelo del Plan de Viña en distintos niveles a profundidades variables. Los resultados obtenidos permiten concluir que el estero generó una desembocadura tipo delta bajo el Plan de Viña, reconociéndose sedimentos fluviales en toda la superficie del Plan alternados con unidades menores de sedimentos marinos y aparición puntual y con poca continuidad lateral y horizontal de sedimentos con limos orgánicos y restos vegetales. 3.2 Antecedentes de terreno Los sectores recorridos en terreno incluyen afloramientos en las laderas norte del Estero (entre Canal Beagle y El Salto), donde es posible reconocer una zona de intenso cizalle, con evidencias claras de presencia de fallas y estrías, donde además el macizo rocoso (de tipo intrusivo) presenta una dureza ISRM de R1 a R2 (débil a muy débil, asociado a resistencia a la compresión simple menor a 25 MPa), poco usual en este tipo de roca en la zona, lo que permite suponer que se está en presencia de una zona de falla e intenso cizalle. Además, en la ladera norte que bordea el estero es posible reconocer en términos morfológicos una dirección preferente de las laderas naturales paralela a la traza reconocida e interpretada de la falla Marga-Marga (N50°W). Fue posible reconocer además planos de fallas y diaclasas con rumbo N40°W y N50°W en las laderas naturales que encauzan el estero en el meandro del cauce donde el estero cambia de dirección de NW a NS (frente al sector Puente Ferroviario MargaMarga) sugiriendo que la(s) traza(s) pasarían por el sector. Además, se realizaron visitas a terreno orientada a visualizar y validar los antecedentes indicados por Álvarez (1964) y Thorson (1999), respecto a posibles evidencias actividad reciente de la falla en deformación de depósitos estuariales al norte del estero (Estratos de Potrero Alto TQPa). En terreno se reconocieron diaclasamiento y posibles fallas inversas en la base de la Formación Estratos de Potrero Alto. 3.3 Deformación del Plan de Viña La oficina de Catastro de la Dirección de Obras de la Ilustre Municipalidad de Viña del Mar, facilitó para el presente estudio datos cartográficos de alta calidad del Plan de Viña del Mar donde se visualizaron las modificaciones que puede haber sufrido la topografía comunal mediante mediciones pre y post sismo del 2010 (Romero et al 2010), donde se puede observar en términos generales que las deformaciones se concentran en el entorno a la traza de la falla definida por autores anteriores y daños observados en el 2010. 4 Discusión y Conclusiones El modelo estratigráfico realizado permite descartar la presencia de un único brazo del estero por debajo del Plan de Viña y que fuera el causante de concentración de daños por presencia de sedimentos fluviales. Junto a lo anterior, se descarta que la presencia de depósitos lagunares bajo el Plan de Viña sean relevantes en área ni espesor en profundidad (y por ende zonas de concentración de daño), y corresponden a situaciones puntuales. A partir de los antecedentes descritos, en el presente trabajo se define una nueva traza de la falla Marga-Marga en el sector del Plan de Viña del Mar, la cual es paralela a las trazas definidas por los autores anteriormente citados (Figura 1). A partir de la información histórica de daños asociado a sismos, más datos de terreno se proyectan 3 lineamientos (uno al norte y dos al sur) paralelos a la traza principal definida. Lo anterior permite sugerir la presencia de una “zona de falla”, acotada al norte y al sur por los lineamientos reconocidos y que tendría implicancias en peligro sísmico por una potencial amplificación y concentración de daños. Esto además explicaría por qué las trazas definidas por autores anteriores no son coincidentes. Agradecimientos Se agradece el apoyo y aportes al presente estudio de: CEII de la UTFSM, en el contexto del proyecto Microzonificación Sísmica de las ciudades de Valparaíso y Viña del Mar, especialmente al Profesor Carlos Aguirre; Sr. Waldo Romero, Geógrafo de la Oficina de Catastro y proyecto de la Dirección de Obras Municipales de Viña de Mar, quien facilitó información relevante para este estudio; Dr. Robert Thorson, quien respondió vía email consultas y facilitó información adicional relacionada a su estudio del año 1999 y a la empresa E-Mining Technology S.A, quien facilitó sus oficinas para el desarrollo del modelo estratigráfico de suelo. 855 Referencias Álvarez, L. 1964. Geología del área Valparaíso-Viña del Mar. Boletín N.° 16. Instituto de Investigaciones Geológicas (IIG) Chile: 58p Celebi, M. 1986. Topographical and Geological Amplifications determined from strong-motion and aftershock records of the 3 March 1985 Chile Earthquake. Bulletin of Seismological Society of America, Vol.77, N°4, pp. 1147 – 1167, August 1986. Galdames, G; Saragoni, R. 2002. Influencia del posible movimiento de la falla Marga-Marga en el daño de edificios altos de Viña del Mar en el terremoto de Chile de 1985. VIII Jornadas Chilenas de Sismología e Ingeniería Antisísmica, Abril 2002. UTFSM Valparaíso: 6p. Gana, P.; Wall, R.; Gutiérrez, A. 1996. Mapa Geológico del Área Valparaíso – Curacaví. Regiones de Valparaíso y Metropolitana. Mapa Geológico Sernageomin N° 1. Mapa Escala 1:100.000, Leyenda Ampliada y Listado de Yacimientos. Romero, W. 2010. Preinforme del impacto sufrido por los GPS debido al terremoto del 27 de febrero de 2010. Ilustre Municipalidad de Viña Del Mar, Dirección de Obras Municipales. Oficina De Catastro. (Unpublished). 12p. Rodríguez -Rozas, A.; Gajardo-Cruzat, C. 1906. La gran catástrofe de 16 de agosto de 1906 en la República de Chile. Imprenta Barcelona. 356p. Thorson, R. 1999. La Falla Marga-Marga. Departamento de Obras Civiles. Universidad Técnica Federico Santa María. 42p. Viña del Mar Simbología Edificios con daño estructural sismo 2010 Edificios con daño considerable 2010 Edificios con daño considerable terremoto 1985 Sectores con daño considerable terremoto 1906 Traza falla Marga-Marga propuesta por Álvarez 1964 Traza falla Marga-Marga propuesta por Gana et al 1996 Traza de falla Marga-Marga propuesta por Galdames et al 2002 Traza principal de falla Marga-Marga este trabajo Puntos de referencia de terreno levantados con GPS Lineamientos paralelos falla Marga-Marga este trabajo Figura 1. Daño generado por los sismos de 1906, 1985 y 2010, y ubicación de trazas de la falla Marga-Marga definida por trabajos anteriores y por este trabajo (traza principal). Lineamientos paralelos que corresponderían a los límites de una zona de falla. 856 Efectos del sismo del 27.02.10 en la infraestructura: procesos geológicos destructivos observados en Biobío sur y La Araucanía Carolina Jara Ibaceta* y Hugo Moreno Roa 1 Observatorio Volcanológico de Los Andes del Sur (OVDAS), SERNAGEOMIN, Dinamarca 691, Temuco, Chile. * E-mail:
[email protected] 1 1 Resumen. El sismo regional y tsunami asociado ocurridos en la madrugada del 27.02.10 (Mw: 8,8), tuvo como consecuencia un gran número de personas fallecidas y desaparecidas e importantes pérdidas económicas en infraestructura y capacidad productiva. En las regiones de La Araucanía y Biobío sur (Arauco), los efectos destructivos del sismo correspondieron, principalmente, a procesos geológicos tales como generación de grietas en acantilados costeros, laderas de valles fluviales y en taludes de márgenes de planicies, licuefacción y remociones en masa. Situaciones críticas se observaron tanto en sectores con relleno artificial, como en cortes de cerros con taludes inestables. En este trabajo se exponen los daños del sismo relacionados con procesos geológicos en ciudades, pueblos y localidades, además de carreteras y caminos desde Coronel y Angol hacia el sur (regiones de Biobío y La Araucanía). Las zonas afectadas por diversos procesos destructivos, evidencian la necesidad de generar zonificaciones de los peligros geológicos como parte integral de los instrumentos de planificación territorial y respetar las normativas correspondientes en los planos reguladores comunales. Palabras claves: Sismo 27 febrero 2010, Remoción en masa, Licuefacción, Planificación Territorial fluviales y en taludes de márgenes de planicies, licuefacción de suelos y remociones en masa. Aún, a poco más de dos años del sismo, parte importante de los terrenos afectados mantienen una situación de inestabilidad, representando un peligro para las personas e instalaciones cercanas. La región de La Araucanía y el margen suroeste de la región del Biobío, no estuvieron exentos del poder destructivo de este movimiento sísmico, aunque en menor grado. La revisión efectuada de los daños provocados por los procesos geológicos asociados al sismo y sus réplicas, será de gran utilidad para la toma de decisiones relacionadas con la planificación de este territorio en el mediano y largo plazo. 2 Daños en infraestructura por generación de grietas en acantilados costeros, laderas de valles fluviales y en taludes de márgenes de planicies A lo largo del litoral entre Queule y Coronel, como en ciudades y localidades emplazadas en planicies con taludes en sus márgenes, se desarrollaron numerosas grietas de diversas magnitudes. Estas fueron particularmente abundantes en terrenos terciarios con estratos subhorizontales. No obstante, en sectores formados por esquistos del Basamento Metamórfico, la foliación consecuente con las pendientes contribuyó también a la formación de grietas. En ciudades y localidades emplazadas en planicies con márgenes de taludes pronunciados se generaron numerosos agrietamientos en sus bordes. Estos relieves amesetados están formados por estratos terciarios. Finalmente, en las partes altas de laderas de valles fluviales como en los escarpes de los cauces de ríos, se observaron sectores con generación de grietas, algunas de ellas kilométricas. Los terrenos correspondían, en su mayoría, a estratos de la Formación Malleco y también a márgenes de llanuras aluviales. Los acantilados costeros existentes en las comunas de Queule, Puerto Saavedra, Carahue y Tirúa, mostraron la 1 Introducción El sismo regional de magnitud Mw: 8,8 ocurrido la madrugada del 27.02.10, tuvo su epicentro a 35 km de profundidad frente a la localidad de Curanipe, Región del Maule, Chile (www.earthquake.usgs.gov). El sismo afectó gran parte de la zona centro-sur de Chile, principalmente, a las regiones de Valparaíso, Metropolitana, O’Higgins, Maule, Biobío y La Araucanía, con intensidades de alrededor de IX en su área epicentral (Constitución, Cobquecura) y de VIII en Temuco. Inmediatamente después del terremoto, la región costera fue impactada por tsunamis que destruyeron numerosas comunidades. Producto del sismo y posterior tsunami se registró un gran número de personas fallecidas y desaparecidas e importantes pérdidas económicas en infraestructura y de capacidad productiva. Los efectos destructivos de este terremoto se pueden asociar en gran parte con procesos geológicos, entre ellos agrietamientos en acantilados costeros, laderas de valles 857 formación de grietas paralelas a sus bordes, que afectaron principalmente a terrenos urbanos, de uso turístico y de recolección de productos marinos. La formación de grietas paralelas a los acantilados incidió en daños a viviendas, calles, cabañas de veraneo y caminos que en su mayoría son de suelo natural y de temporada. En la localidad de Boca Budi, comuna de Saavedra, numerosas viviendas y cabañas de veraneo sufrieron serios daños durante el movimiento sísmico. Estas edificaciones estaban emplazadas en arenas inconsolidadas sobre estratos terciarios, que se disponen sobre las laderas de alta pendiente de los acantilados costeros. Como consecuencia del sismo, los estratos, cubiertos por depósitos de arenas sueltas, se agrietaron y movilizaron, provocando el colapso parcial de las edificaciones. Terrenos utilizados para usos industriales y recreativos en las localidades de Pitrufquén, Angol y Gorbea, mostraron el desarrollo de grietas de considerable extensión. El movimiento sísmico provocó la formación de estas estructuras en los materiales que componen los bordes de las terrazas de las llanuras aluviales de los ríos Toltén, Vergara y Donguil, respectivamente. Las grietas en su mayoría fueron rellenadas con la finalidad de evitar el ingreso de aguas lluvias, que podría acelerar el proceso natural de erosión de estos depósitos. En las localidades de Gorbea, Mininco, Padre Las Casas, Las Maicas (río Mininco, Collipulli), Lumaco, Tijeral, Cañete y Coronel, se observó la formación de grietas asociadas a la cercanía de laderas de alta pendiente, principalmente, en rocas y suelos, que podrían llegar a conformar coronas de futuros deslizamientos o desprendimientos de material. Las viviendas emplazadas en estos sectores de alta inestabilidad fueron moderadas a seriamente dañadas. Los materiales comprometidos corresponden a llanuras fluvioglaciales, estratos terciarios, Formación Malleco y Basamento Metamórfico. Puente Tranapuente). Se observó, además, agrietamientos en áreas de relleno sobre depósitos fluviales cuaternarios de los ríos Lebu en Lebu y Rehue en Angol, que ocasionaron la destrucción de infraestructura en el área de bordes de ríos. Procesos de expulsión de agua y sedimentos a través de grietas y orificios en áreas de cultivos se observaron en Purén, sobre terrenos saturados próximos a la confluencia de esteros. 4 Daños en infraestructura por remociones en masa Las áreas donde se identificaron fenómenos de remociones en masa son locales e involucraron, normalmente, volúmenes menores de materiales removidos. Sin embargo, son importantes, debido al impacto inmediato sobre algunas edificaciones y a su probable impacto en el futuro cercano. Fueron reconocidos deslizamientos rotacionales, traslacionales y compuestos de suelos, depósitos volcánicos y sedimentos terciarios, en laderas escarpadas. Algunos de estos procesos ocurrieron dentro de las ciudades involucrando destrucción de viviendas y pérdida de vidas humanas. En la ciudad de Villarrica, un deslizamiento de suelos de origen volcánico y escombros, provocó la destrucción total de al menos dos viviendas que se encontraban emplazadas en la parte baja de una ladera de pendiente moderada, en este sector, durante los últimos años, pequeños cursos de agua o vertientes habían sido obstruidos, principalmente por la acumulación de escombros sin ningún tipo de control. En la población Pinto Sur de Gorbea, una casa habitación fue completamente destruida y otras seriamente dañadas como producto del movimiento sísmico, estas se encontraban ubicadas en la ladera de alta pendiente de un estero afluente del río Donguil. En el sector se observó la formación de numerosas grietas paralelas a la dirección del escarpe, algunas de ellas generaron pequeñas remociones que fueron suficientes para provocar la destrucción de los inmuebles. También se observó la ocurrencia de remociones en masa en caminos, dificultando la conectividad temporalmente. En el camino que une Villarrica con Freire, se produjo el deslizamiento de depósitos volcánicos con alto contenido de cenizas y escasa consolidación. El camino que une Puerto Saavedra-Nueva Toltén fue parcialmente obstruido por el deslizamiento de suelos arcillosos formados en depósitos terciarios. 3 Daños en infraestructura por licuefacción La licuefacción ocurre cuando suelos poco profundos, saturados de agua y no cohesivos son sometidos a vibraciones, adquiriendo propiedades similares a la de fluidos. Esta situación se da en suelos arenosos y/o limosos que tengan un nivel freático cercano a la superficie. En algunas áreas afectadas por este proceso, se observó agrietamiento de suelo, deslizamiento de suelo asociado con laderas y surgencia de agua a través de grietas con la consecuente depositación de sedimentos finos (terrazas asociadas con el valle del río Lebu). Localmente se formaron grietas en terrenos de vegas de composición areno-arcillosas que generaron deformación, asentamiento y hundimiento de caminos, puentes y edificaciones (viviendas en Coronel y Villa San Andrés en Temuco, comisaría de Capitán Pastene, camino Purén-Los Sauces y 5 Daños en infraestructura por relleno artificial y cortes de cerros con taludes inestables 858 Los peores efectos del sismo en viviendas nuevas se observaron en Cañete y Coronel, donde se procedió a nivelar sectores de cerros con relleno artificial y/o se efectuaron cortes y rellenos con taludes inestables para la construcción por parte del SERVIU. En la primera ciudad, una población recién entregada a los pobladores quedó absolutamente destruida. Los cortes y el relleno para construir las viviendas, con muros de contención insuficientes, efectuados en el talud de la meseta donde se emplaza la ciudad, colapsaron y la totalidad de las casas quedaron inutilizadas Por otra parte, en Coronel en las poblaciones recién construidas Nueva Esperanza 1 y 2, los sectores donde se construyeron viviendas sobre relleno artificial, literalmente se desintegraron y otras quedaron seriamente dañadas. Además, la zona más baja de la población había sido emplazada sobre una antigua remoción en masa que destruyó una población completa. Aún se observaban restos de casas y de la plaza de la antigua población bajo los escombros y el relleno artificial. En la Población Los Riscos de la ciudad de Temuco, el importante daño provocado en numerosas casas, fue causante de su erradicación hacia otros sectores de la ciudad. Las viviendas habían sido edificadas en el borde de una ladera de alta pendiente y la mayoría de sus moradores, con el fin de ampliar sus viviendas o sus patios traseros, habían efectuado rellenos con suelos extraídos de otras localidades. Estas ampliaciones se hicieron hacia el borde de la ladera. Estos rellenos artificiales se agrietaron de manera tal que provocó la deformación de viviendas y patios traseros. comenzaron a ser trabajadas para siembra de papas, disminución de sectores recreacionales y playa e incrementos de procesos de inundación invernales (e.g. Puerto Paillaco en lago Lleulleu, donde el nivel del agua subió en 1,5 m). 7 Discusión y Conclusiones El sismo del 27.02.10 y los tsunamis asociados modificaron dramáticamente el paisaje a lo largo de la costa verificándose notables alzamientos, moderados hundimientos, generación de grietas, licuefacción y fenómenos de remociones en masa. Un análisis preliminar de las circunstancias en que ocurrieron los fenómenos, permite establecer que la actividad antrópica inadecuada, con emplazamientos de diversas edificaciones en sitios inconvenientes, han sido las principales causas de estos daños. La expansión de las ciudades ha permitido la construcción sobre terrenos saturados de agua, con rellenos inadecuados, susceptibles a deformación por licuefacción de suelos. En consecuencia, se ha hecho evidente la necesidad de generar zonificaciones de los peligros geológicos como parte integral de los instrumentos de planificación territorial y permitir de esta manera establecer las medidas de mitigación adecuadas para disminuir el riesgo a la población y a la infraestructura. 6 Alzamientos de la costa y modificaciones en ríos y lagos de Arauco El sismo del 27.02.10, provocó una extensa deformación de la corteza continental, que se expresó un alzamiento generalizado de la costa desde Queule hacia el norte, donde el litoral de Arauco mostró la mayor elevación observada. Mediciones efectuadas entre los días 12.03.10 y 10.05.10 en las localidades de Punta Tubul, Lebu, Tirúa y Nehuentúe-Puerto Saavedra y Queule, revelaron alzamientos de 2.6 m, 1.5 m, 1.0 m, 0.5 m y 0,2 m, respectivamente. Este alzamiento generó un retroceso de las líneas de marea, el aumento de la superficie de las playas, alzamiento de nivel base de ríos (e.g. río Lebu) e inclinación de la cuenca de los lagos cercanos a la costa (e.g. Lagos Lleulleu y Lanalhue). El alzamiento de la región costera tuvo también consecuencias inmediatas y en el corto plazo, como son, la recuperación de terrenos cultivables como en Puerto Saavedra, donde decenas de Hás de humedales Agradecimientos Agradecemos a SERNAGEOMIN, al personal de la Oficina Técnica de Puerto Varas y del Ovdas-Temuco, Intendencias Regionales de Biobío y La Araucanía, Alcaldes y Municipalidades por el apoyo y colaboración brindada con posterioridad al sismo del 27.02.2010. Este trabajo es una contribución a la Subdirección Nacional de Geología del SERNAGEOMIN. Referencias SERNAGEOMIN. 2003. Mapa Geológico de Chile. Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, Serie Geología Básica No. 75. 1 mapa en 3 hojas, escala 1:1.000.000. Santiago. SERNAGEOMIN, 2010. Efectos geológicos del sismo del 27 de febrero de 2010. Evaluación preliminar y propuesta de actividades futuras. Informe Inédito. 859 Licuefacción en Chile: lecciones del sismo del Maule del 27 de febrero de 2010 María Francisca Falcón*, Paola Ramirez Servicio Nacional de Geología y Minería, SERNAGEOMIN, Avenida Santa María 0104, Santiago, Chile *E-mail:
[email protected], 1 Resumen. El Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile, realizó un catastro de los fenómenos de peligros geológicos desencadenados por el sismo del Maule del 27 de febrero de 2010. Como resultado, se pudo comprobar que luego de los daños provocados por el tsunami, el fenómeno geológico más extendido fue la licuefacción de suelos. Este fenómeno fue el responsable de parte importante de los daños, principalmente en la red vial, puentes, puertos y carreteras, así como, en la infraestructura pública, viviendas, y parte del servicio de agua potable, luz, gas y alcantarillado. Por esta razón, la zonificación del peligro de licuefacción y su asimilación en las estrategias nacionales y comunales de planificación territorial, es uno de los aspectos vitales para la reducción del daño sísmico. La licuefacción se manifiesta en la superficie del terreno, por la formación de grietas, hundimientos, asentamientos diferenciales de estructuras, golpes de agua y volcanes de arena. En este trabajo se identifican los factores geológicos condicionantes de la ocurrencia del fenómeno de licuefacción, se muestra un mapa de zonificación de la susceptibilidad de licuefacción de suelos, escala 1: 1.000.000, y se comparan sus resultados con mapas de peligro de licuefacción de mayor escala (1: 50.000). La ejecución de mapas de zonificación del peligro de licuefacción y de susceptibilidad de los suelos a la licuefacción, a mayores escalas, debe ser vista como un objetivo prioritario de las autoridades. Esto a objeto de levantar la gran cantidad de información que permita disponer de mapas que apoyen la planificación del territorio nacional, con el objetivo de prevenir la pérdida de vidas humanas, el daño patrimonial y grandes pérdidas a la infraestructura pública y privada, ante futuros sismos. 2 Metodología para los Mapas de susceptibilidad y peligro de Licuefacción El Mapa de Peligro de Licuefacción: Área ConcepciónTalcahuano-Hualpén- Chiguayante, escala 1:50.000 (Falcón et al, 2010), presenta una zonificación del peligro de licuefacción, y para su elaboración se consideraron, principalmente, los antecedentes geológicos y las características geotécnicas de los suelos contenidas en la base de datos disponible (Vivallos et al., 2010), la profundidad del nivel freático obtenida de información de sondajes (Vivallos et al., 2010, y De Buen 1993), y las evidencias de licuefacción producto del sismo del 27 de febrero 2010, observadas en terreno. Se prepararon dos mapas, uno que considera origen del suelo, distribución del tamaño de los granos, edad del depósito y profundidad del suelo, y un segundo mapa de isoprofundidades del agua subterránea. Todos estos elementos fueron georeferenciados y trabajados en una plataforma SIG, para, finalmente, ser integrados mediante un método semicuantitativo. En este último, cada variable geológica e hidrogeológica aporta un distinto peso al peligro de licuefacción, para una determinada porción del terreno. El resultado, sintetizado en este mapa, indica zonas de alto, medio, bajo y nulo peligro de licuefacción; coincidente con los sectores donde, según el catastro efectuado, se observó licuefacción (Figura 1). Se observa que los terrenos altamente susceptibles de experimentar licuefacción, corresponden a suelos formados por sedimentos no consolidados, de baja a nula compactación y saturados de agua. Se trata, principalmente, de arenas depositadas en ambientes fluviales, eólicos, litorales y, en menor medida, aluviales. Una característica común que hace altamente licuable a estos depósitos, es que se encuentran permanentemente saturados en agua, con un nivel freático muy somero, ubicado entre la superficie y los 1 Introducción En el caso del sismo del 27 febrero de 2010, se observó licuefacción entre la ciudad de Valparaíso por el norte (Región de Valparaíso) y el Lago Llanquihue por el sur, en el sector de Las Cascadas (Región de Los Lagos), lo que se traduce en un radio mayor a 400 km, del epicentro ubicado en la Región del Maule. Varias son las causas del importante daño que produjo el fenómeno de licuefacción, durante el sismo; las más importantes tienen que ver con que, en la zona afectada, se estima una población de alrededor de 13 millones de habitantes, cerca del 80% de la población del país, lo que implicó una cifra estimada de 2 millones de damnificados (más del 10% de la población de Chile). Otra de las causas que explica el daño en las viviendas e infraestructura, es la intensiva ocupación de suelos correspondientes al borde costero, humedales y zonas inundables. Estas, que naturalmente son susceptibles de licuefactarse e históricamente han sido afectadas por estos fenómenos, no constituían alto riesgo puesto que no estaban densamente pobladas. 860 5 metros de profundidad como máximo (Falcón et al., 2010). Finalmente, cabe señalar que las zonas identificadas como de alto peligro de licuefacción, son muy coincidentes con las zonas identificadas como de inundación por desborde de cauces y de inundación por tsunami extremo, que fueron identificadas paralelamente en la misma área. Para elaborar el Mapa de Chile de Susceptibilidad de suelos a la Licuefacción, escala 1: 1.000.000 (Falcón y Ramirez, 2012), se utilizó como base el Mapa Geológico de Chile, escala 1:1.000.000 (SERNAGEOMIN, 2002) y, en base a las descripciones y distribución de las unidades geológicas contenidas en él, se consideraron solo algunos de los factores que condicionan los fenómenos de licuefacción, y que son: origen del suelo, distribución del tamaño de los granos y edad del depósito. Los factores de profundidad de las aguas subterráneas y espesor del suelo, se omitieron, puesto que la base de datos de estos antecedentes no se encuentra disponible (Figura 2). Utilizando SIG, se asignó a las unidades geológicas un valor determinado que permitiera mostrar su susceptibilidad a la licuefacción, el cual se muestra en la Tabla 1. Adicionalmente, mediante superposición de mapas, se elaboró un buffer para la red hidrográfica de primer orden (ríos y lagos) con un ancho de 100 m, que es un valor conservador de acuerdo a lo observado en terreno para la ocurrencia de fenómenos de propagación lateral. Los límites de las zonas identificadas son aproximados, de acuerdo a la escala del mapa, y muestran distintas categorías de susceptibilidad a la licuefacción de los suelos y depósitos; sin considerar los factores de la profundidad del agua subterránea, y el espesor de los depósitos. Por esta razón, se estima que debe ser utilizado, principalmente para identificar las áreas donde deben efectuarse estudios de mayor escala. Se observa que las zonas de alta susceptibilidad, es decir, los suelos con un alto potencial para generar procesos de licuefacción se concentran en: 1) Depresión intermedia (entre las cordilleras de la Costa y Andina), debido, entre otros factores, a la presencia de gran cantidad de depósitos no consolidados de origen fluvial y aluvial. En estas zonas se concentra la mayor cantidad de población y, consecuentemente, las grandes ciudades del centro-sur de Chile (Santiago, Rancagua, Curicó, Talca, Chillán, Los Ángeles, entre otras), además, se encuentra la red vial principal (carretera norte-sur) y los principales puentes que cruzan los ríos. 2) Planicies litorales (al poniente de la cordillera de la Costa), por la presencia de marismas y humedales costeros. En estas zonas se concentra la actividad portuaria y se localizan importantes ciudades y puertos, como Arica, Mejillones, Caldera, Coquimbo, La Serena, Valparaíso, Viña del Mar, San Antonio, Constitución, Concepción, Talcahuano; además, gran cantidad de pequeños poblados costeros. 3) Áreas ribereñas de ríos, lagos, tranques de relaves y embalses, donde el principal riesgo corresponde a la infraestructura vial, en este caso los puentes. 3 Discusión de los resultados Considerando las restricciones de la metodología empleada, asociadas a la escala de la información geológica utilizada, las áreas susceptibles de ser afectadas por fenómenos de licuefacción, son consistentes con la mayor parte de las observaciones efectuadas, a nivel nacional, por los geólogos de SERNAGEOMIN. Por otra parte, se observa una gran coincidencia entre las áreas susceptibles de ser afectadas por fenómenos de licuefacción, identificadas en la cartografía de peligros de licuefacción elaborada para las comunas de ConcepciónTalcahuano-Hualpén-Chiguayante, a escala 1:50.000, y el resultado obtenido en el mapa de susceptibilidad a la licuefacción de los suelos, escala 1: 1.000.000. Finalmente, el mapa de susceptibilidad de suelos, permite tener una visión nacional de las zonas más vulnerables a los fenómenos de licuefacción, con el objetivo de orientar y planificar estudios de detalle. Figura 1. Extracto del Mapa de Peligro de Licuefacción: Área Concepción-Talcahuano-Hualpén-Chiguayante. Escala 1:50.000 (Tomado de Falcón et al, 2010. Leyenda simplificada). 5 Agradecimientos Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. 6 Referencias De Buen, A., 1993. Estudio hidrogeológico Regional del área San Carlos-Concepción, entre las latitudes 36° y 37° Sur. Memoria para optar al título de Geólogo. Universidad de Chile. Inédito. Falcón, M.F, et al. 2012. Peligro de licuefacción: Area ConcepciónTalcahuano-Hualpén-Chiguayante. Region del BioBío. Servicio Nacional de Geología y Minería. Carta Geológica de Chile, Serie Geología Ambiental, 1 mapa escala 1:50.000 (En edición). 861 Falcón, M.F.; Ramirez, P. 2012. Sectores críticos para la ocurrencia de licuefacción en Chile: una mirada desde la experiencia del sismo del 27 de febrero de 2010. In IV Conferencia Internacional de Peligrosidad, Riesgo Geológico e Ingeniería Sísmica y de Desastres. Santiago de Cuba, Mayo 2012. 9 p. Poblete, 1967. Subsuelos del centro de Concepción, en relación con el Diseño Antisísmico. Memoria para optar al Título de Ingeniero Civil, Universidad de Chile. Inédito. SERNAGEOMIN. 2002. Mapa Geológico de Chile. Versión Digital. Publicación Geológica Digital N° 4. Vivallos, J; Ramírez, P.; Fonseca, A. 2010. Microzonificación Sísmica de la ciudad de Concepción, Región del Biobío. Servicio Nacional de Geología y Minería, Carta Geológica de Chile, Serie Geología Ambiental 12, 3 mapas en una hoja escala 1:20.000. Santiago. Tabla 1. Tabla de valores asignados a las unidades geológicas: Valores asignados Unidades geológicas Origen del suelo Alto (3) Medio (2) Depósitos no consolidados Depósitos coluviales y de remociones en masa Bajo (1) Nulo (0) Roca Granulometría o tamaño de partícula Edad del depósito Depósitos sedimentarios litorales actuales, fluviales activos, lacustres y de remoción en masa, rellenos antrópicos (relaves), depósitos eólicos y deltaicos. Arenas limpias, finos limosos, arenas con finos o arenas con gravas y finos Holoceno-Pleistoceno Depósitos de terrazas marinas, fluviales, lacustres y de remoción en masa, glaciofluviales, morrénicos y fluvioglaciales Composición variable entre finos limo-arcillosos y arenas con gravas Pleistoceno-Plioceno Gravas arenosas Holoceno-Pleistoceno Figura 2. Mapa de Susceptibilidad a la Licuefacción en Chile Central. Simplificado (Tomado de Falcón y Ramírez, 2012). 862 Estudio Y Modelado De Los Eventos Sismo-Volcánicos Tipo Tremor En El Período Abril-Agosto De 2003 Del Volcán Llaima, IX Región De La Araucanía, Chile David Mora* y Klaus Bataille Facultad de Ciencias Químicas, Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción, Barrio Universitario, Concepción, Chile * E-mail:
[email protected] ;
[email protected] Resumen. Entre Abril y Agosto de 2003 se monitorea el volcán Llaima (38°41'S, 71°43'W) con dos estaciones sismológicas de banda ancha, pertenecientes al Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Concepción, con motivo de la “Alerta Amarilla” (AbrilJunio de 2003) asignada por el OVDAS-SERNAGEOMIN. La actividad sismo-volcánica se caracterizó por una persistente repetición en el tiempo de eventos sismovolcánico tipo Tremor (Aki et al., 1977) con valores de mayor amplitud de onda asociados a frecuencias entre 0,4 Hz y 2,2 Hz (pick de mayor amplitud entre 1 Hz y 1,2 Hz); relacionados a una actividad volcánica fumarólica débil desde el cráter principal. Desde Abril hasta Agosto de 2003, la amplitud del espectro disminuyó más del doble en las componentes horizontales y el séxtuplo en la vertical. El movimiento elíptico de las partículas (Mora, 2005) en los tres planos (R/T, Z/R y Z/T) esta asociado a ondas Rayleigh que se propagan por una estructura heterogénea y superficial. La fuente sísmica estaría ubicada entre 0,9 y 3 Km. de profundidad. El sismograma sintético modelado con un modelo de 3 capas y una fuente sísmica de falla, es el que mejor reproduce los datos reales. Palabras Claves: estación sismológica de banda ancha, alerta amarilla, tremor, amplitud, frecuencia, espectro, ondas Rayleigh, fuente sísmica, sismograma sintético y modelo de capas. 2 Objetivos Estudiar y analizar las características de los eventos sismovolcánicos registrados en el volcán Llaima en un período no eruptivo. Interpretar las probables estructuras por las cuales se propagan las ondas de dichos eventos sismovolcánicos. Calcular un sismograma sintético que sea semejante en su forma de onda y espectro a los eventos sismo-volcánicos registrados en el período Abril-Agosto de 2003. Explicar el probable origen de los eventos sismovolcánicos estudiados en tal período. 3 Estudio Y Análisis De Los Datos En el presente trabajo se realizó un estudio y análisis de los datos registrados por las estaciones TUCA y CAPT durante el período Abril-Agosto de 2003. Estos corresponden a registros grabados continuamente cada una hora por cada componente (E, N y Z) de ambas estaciones. La actividad sismo-volcánica en este monitoreo sísmico se caracterizó por una persistente repetición en el tiempo de un tipo de evento sismo-volcánico con una forma de onda conocida como Tremor (Aki et al., 1977), los cuales estuvieron asociados a una actividad volcánica que se distinguió por la emisión constante de una sutil fumarola desde el cráter principal. Estos eventos sismo-volcánicos se presentaron continuamente en ambas estaciones y dentro de ellos fue posible distinguir 50 a 60 intervalos de mayor amplitud, con una duración de 6 a 10 s cada uno. Este hecho se repitió para todos los registros obtenidos desde Abril a Agosto de 2003. Considerando que las señales menores a 0,3 Hz corresponden a señales de ruido (Webb, 2002) y que los eventos sismo-volcánicos tipo Tremor existen en rangos de frecuencias entre 0,3 y 10 Hz (Chouet, 1981; Ibáñez, 1997), se encontró en el presente trabajo que al filtrar los datos de nuestro estudio en el rango de frecuencias entre 0,4 Hz y 7 Hz y preferentemente entre 0,4 Hz y 3 Hz, estos eran visualizados claramente (Figura 1). 1 Introducción El volcán Llaima (38º41'S, 71º43'W) es uno de los volcanes más activo de Los Andes y de Chile. Está ubicado en la Zona Volcánica Sur Central (López-Escobar et al., 1993) a 25 Km. al N de Melipeuco, en el Parque Nacional Conguillío de la IX Región de la Araucanía, Chile. Entre Abril y Agosto de 2003 se monitorea el volcán Llaima (38°41'S, 71°43'W) con dos estaciones sismológicas de banda ancha, pertenecientes al Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad de Concepción, con motivo de la “Alerta Amarilla” (Abril-Junio de 2003) asignada por el OVDAS-SERNAGEOMIN. Las estaciones fueron instaladas 6,5 Km. al E (TUCA) y 5,8 Km. al N (CAPT) del cráter principal del volcán Llaima. 863 Al comparar los espectros de las señales de cada estación entre sus tres componentes (E, N y Z), se observó que para ambas estaciones (CAPT y TUCA) las mayores amplitudes eran apreciadas en las componentes horizontales (E y N) y las menores amplitudes en la componente vertical Z. Desde Abril hasta Agosto de 2003 (Figura 3), la amplitud del espectro disminuyó más del doble en las componentes horizontales y el séxtuplo en la vertical. Los meses de Abril y Mayo registraron la mayor actividad sismovolcánica, con un pick dominante de 1,15 Hz y amplitudes absolutas promedio de dos y media veces mayor en las componentes horizontales (7,5x104) respecto de la vertical (3x104). Figura 1. Ejemplo de sismogramas de las estaciones CAPT y TUCA. Se ha aplicado un filtro entre 0,4 Hz y 3 Hz. Se muestran los registros de la componente E, con 360 s de longitud cada una. Registro del 19-Abril-2003 a las 20 hr 00 min. 00,000 s. Al comparar los sismogramas de cada estación (CAPT y TUCA) entre sus tres componentes (E, N y Z), se observó que las amplitudes de las componentes horizontales E y N (ej: 6x103 unidades absolutas) eran hasta tres veces mayor que las amplitudes de la componente vertical Z (ej: 2x103 unidades absolutas). Considerando que los valores máximos de frecuencias alcanzadas por las señales volcánicas son alrededor de 10 Hz (Ibáñez, 1997), al observar los espectros de los registros de una hora de duración obtenidos con las estaciones CAPT y TUCA para frecuencias de hasta 10 Hz (Figura 2), fue posible identificar que la actividad sismovolcánica del Llaima estuvo caracterizada por un intervalo de frecuencias entre 0,4 Hz y 7 Hz , en el cual los valores de mayor amplitud se concentraron entre 0,4 Hz y 2,2 Hz, con pick de mayor amplitud entre 1 Hz y 1,2 Hz. A partir de los 2,2 Hz la amplitud del espectro disminuyó gradualmente hasta los 7 Hz con valores de amplitud muy pequeños. Figura 3. Evolución del espectro para la componente E de la estación TUCA entre los meses Abril y Agosto de 2003, para un rango de frecuencia entre 0,4 Hz y 4 Hz. El mes de Agosto registró la menor actividad sismovolcánica, con un pick dominante de 1,3 Hz y amplitudes absolutas promedio de seis a cinco veces mayor en las componentes horizontales (E: 3x104, N: 2,5x104) respecto de la vertical (5x103). A través del análisis del movimiento de las partículas, podemos establecer que la mayoría de las ondas estuvieron caracterizadas por movimientos elípticos (Mora, 2005) de sus partículas en los tres planos (R/T, Z/R y Z/T) y que estos eventos sismo-volcánicos estarían conformados principalmente por ondas Rayleigh. Considerando que existe una relación directa entre el tamaño del eje de la elipse y la energía de propagación, la mayor cantidad de la energía de propagación de la onda se encuentra en la componente R (radial), parte en la componente Z (vertical) y muy poco en la componente T (tangencial). Debido a los variados cambios en el ángulo de la dirección de propagación del frente de ondas y sumado a la naturaleza de las ondas Rayleigh, podemos decir que estas ondas se estarían propagando por una estructura heterogénea y superficial. La profundidad de la fuente (H) se puede calcular aproximadamente, considerando que para altas frecuencias Figura 2. Ejemplo del espectro característico obtenido de los registros de las estaciones CAPT y TUCA. El gráfico muestra el espectro entre 0 Hz y 10 Hz en la componente N de la estación CAPT. Registro del 19-Abril-2003 a las 20 hr 00 min. 00,000 s. 864 las ondas estudiadas tienen un comportamiento más consistente con las ondas de cuerpo. Para ello, se empleó una medición gráfica utilizada para ondas de cuerpo, en la cual a partir de los gráficos de movimiento de partículas se mide el ángulo de arribo (φ) de la onda en el plano Z/R y conociendo la distancia (D) entre el cráter principal y la estación, se puede obtener un valor para H. Considerando φ = 8º para TUCA (D = 6,5 Km.) y φ = 27º para CAPT (D = 5,8 Km.), se calculó gráficamente un rango de profundidad para la fuente entre 0,9 y 3 Km. (Figura 4). 6 Conclusiones La disminución gradual de la energía liberada de la actividad sismo-volcánica del volcán Llaima desde el mes de Abril al mes de Agosto de 2003, estaría asociada a un descenso de la emisión de gases y vapor de agua a través de los conductos del edificio volcánico. Durante todo este período, la actividad simo-volcánica se caracterizó por una constante repetición de eventos sismo-volcánicos tipo Tremor con rangos de frecuencia entre 0,4 Hz y 2,2 Hz y con pick de mayor amplitud entre 1 Hz y 1,2 Hz. El movimiento elíptico de las partículas en los tres planos (R/T, Z/R y Z/T) esta asociado a ondas Rayleigh que se propagan por una estructura heterogénea y superficial. La fuente sísmica estaría ubicada entre 0,9 Km. y 3 Km. de profundidad. El sismograma sintético modelado con un modelo de 3 capas y una fuente sísmica de falla, es el que mejor reproduce los datos reales. Agradecimientos Figura 4. Profundidad de la fuente calculada gráficamente utilizando el ángulo de arribo (φ) de la onda en el plano Z/R. H: profundidad de la fuente, D: distancia entre el cráter principal y la estación. Se agradece al Departamento Ciencias de la Tierra de la Universidad de Concepción por todo el apoyo en esta investigación y a CONAF - Parque Nacional Conguillío por su hospitalidad en la etapa de terreno. 5 Modelado Referencias Se modelaron distintos sismogramas sintéticos utilizando modelos de capas planas (modelo de 1, 2, 3 y 5 capas), una fuente hipotética superficial (300m de profundidad) y una estación cercana a la fuente (4km del cráter principal). Se consideraron para cada modelo dos tipos de casos de fuente (explosiva ó falla). Los espectros fueron filtrados en un rango de frecuencia entre 0.5 Hz y 6 Hz. El simograma sintético modelado utilizando una fuente explosiva no muestra señales en su componente Tangencial (Este), por lo cual se descarta este tipo de fuente. El sismograma sintético modelado con una fuente de falla en un modelo de 3 capas es el que mejor representa los datos reales (Figura 5). Aki, K.; Fehler, M.; Das, S. 1977. Source mechanosm of volcanic Tremors: fluid-driven crack models and their application to the 1963 Kilauea eruption. Journal of Volcanology and Geothermal Research, vol. 2: 259-287. Chouet, B. 1981. Ground motion in the near field of a fluid-driven crack and its interpretation in the study of shallow volcanic Tremor. Journal of Geophysical Research, vol.86, nºB7: 5985 – 6016. Ibáñez, J. 1997. Apuntes de sismología volcánica. Curso internacional de volcanología y geofísica volcánica, Lanzarote. (Unpublished). Instituto Andaluz de Geofísica, Universidad de Granada. 89 p. España. López-Escobar, L.; Killan, R.; Kempton, P.; Targirl, M. 1993. Petrography and geochemistry of Quaternary rocks from the Southern Volcanic Zone of the Andes between 41º30' and 46º00'S. Revista Geológica de Chile, vol.20, Nº1: 33-55. Mora, D. 2005. Estudio y modelado de los eventos sismo-volcánicos tipo tremor en el período abril-agosto de 2003 del volcán Llaima, IX Región de La Araucanía, Chile. Memoria de título (Unpublished). Facultad de Ciencias Químicas, Departamento Ciencias de la Tierra, Universidad de Concepción: 131p. Webb, S. 2002. Seismic noise on land and on the sea floor. In International handbook of earthquake and engineering seismology, part A. Hiroo Kanamori, W.; Hiroo Kanamori, L.; Jennings, P.; Kisslinger, C. Academic Press (eds), USA, vol.81A: 305-318. Figura 5. Sismograma sintético. Componentes E, N y Z. La señal se ha filtrado entre 0.5 Hz y 6 Hz. Modelo de 3 capas. Fuente de falla o doble cupla. 865 Brechas y sus abanicos como registros geológicos de grandes tsunamis en cordones litorales del centro sur de Chile Brian F. Atwater U. S. Geological Survey at University of Washington, Seattle, Washington 98195-1310 USA. Marco Cisternas* Escuela de Ciencias del Mar, Pontificia Universidad Católica de Valparaíso, Valparaíso, Chile. Annaliese A. Eipert, Independent consultant, Bishop, CA, USA. Warnakulasuriya Ignatius Starin Fernando Geological Survey and Mines Bureau, Galle Road, Dehiwala, Sri Lanka. Kruawun Jankaew, Department of Geology, Chulalongkorn University, Phatumpan Bangkok 10330, Thailand. Amy L. Prendergast Department of Archaeology, University of Cambridge, Trinity Lane, Cambridge CB2 1TN, United Kingdom Yuki Sawai Active Fault and Earthquake Research Center, AIST Tsukuba Central 7, 1-1-1 Higashi, Tsukuba, Ibaraki, 305-8567 Japan. Luis Schiappacasse Departamento de Economía, Universidad de Concepción, Concepción, Chile. Iwan Tejakusuma Badan Pengkajian dan Penerapan Teknologi, Jakarta, Indonesia. Eko Yulianto Lembaga Ilmu Pengetahuan Indonesia (Indonesian Institute of Science), Bandung, Indonesia. *email:
[email protected] Resumen. Un tsunami puede construir un abanico si existe una brecha a través de un cordón litoral. Estudiamos dos brechas y sus respectivos abanicos en una planicie arenosa de cordones litorales cerca de Maullín, en medio del área de ruptura del terremoto de 1960. Las brechas y sus abanicos son evidentes en fotografías aéreas tomadas poco después del tsunami de 1960. Hoy las brechas contienen pozas poco profundas. Desde el extremo continental de una de ellas, el abanico arenoso de 1960 se extiende por 120 m, alcanzando 60 cm de espesor. Cerca de la brecha, el abanico presenta una base con grandes clastos de turba y suelo cubierta por una capa de arena con laminación cruzada indicando flujo tierra adentro. El abanico de 1960 sepultó al menos otros dos cuerpos de arena y sus respectivos suelos. El más antiguo fue enterrado en 1270-1400 BC, probablemente cuando la brecha fue abierta, coincidiendo con un tsunami previamente inferido en las cercanías (1290-1380 BC). Probablemente, la brecha fue nuevamente reabierta durante el tsunami de 1575. Una segunda brecha estudiada muestra similares características. Estos hallazgos demuestran el potencial de las brechas y sus abanicos como registros geológicos de tsunamis pasados. Palabras claves: Terremoto y tsunami de 1960, erosión, depositación, Maullín, centro sur de Chile. 1 Introducción Un tsunami escribe su propia historia geológica dispersando arena cientos o miles de metros tierra adentro (Bourgeois, 2009). Estos depósitos pueden servir como una advertencia ante futuros tsunamis, especialmente en costas donde tsunamis destructivos ocurren muy poco frecuentemente o donde aun no han sido registrados por la historia escrita. Los depósitos aquí descritos son notables pues están asociados a la brecha que los generó. De acuerdo a nuestro modelo: un tsunami atraviesa un cordón litoral arenoso, sea por primera vez o reabriendo una brecha que un tsunami anterior generó. Al salir de la brecha tierra adentro, el flujo construye un abanico arenoso a medida que se esparce en la planicie o genera un delta si desemboca en un área inundada. El abanico resultante se forma hacia tierra adentro mientras el tsunami avanza, o hacia el mar si el tsunami retrocede o ambos (Figura 1). La combinación de brecha y abanico perdura por siglos como una advertencia geológica para el próximo tsunami. 866 crestas de los cordones. En la poza de Caulle medimos una profundidad máxima de 2.2 m, mientras que en la de Chanhué sólo 1 m. Figura 1. Esquema de brecha y abanico formados por tsunamis recurrentes. 2 Métodología Estudiamos dos áreas en los alrededores de la desembocadura del Río Maullín, Región de Los Lagos. Utilizamos fotografías aéreas oblicuas tomadas en 1944, otras verticales tomadas a baja altitud pocas semanas después del tsunami de 1960, fotografías escala 1:50.000 tomadas en Enero de 1961 y otras escala 1:20.000 de 1979. El trabajo incluyó entrevistas a sobrevivientes del tsunami de 1960 y mediciones de los niveles de inundación indicados por estos testigos. El trabajo de terreno se centró en el sector Caulle, 2 km tierra adentro, y Chanhué, algunos cientos de metros desde la orilla de la desembocadura del Maullín (Figura 2). Excavamos fosas, hicimos peelings, y nivelamos transectos topográficos. La mayoría de las fosas tuvieron 1.5 m de largo y ancho y 1 m de profundidad. Los peelings se hicieron con OH-1A, una mezcla líquida hidrofílica en base a tolueno y metil etil acetona. El tamaño de las partículas fue estimado en campo mediante lupa de mano. Una raíz leñosa en posición de crecimiento dio la edad radiocarbónica reportada. Convertimos la edad radiocarbónica, con dos desviaciones estándar, en fechas calibrados (aproximadamente siderales) mediante un set de calibración para el hemisferio sur (McCormac et al., 2004) y con el programa Calib 5.01, una versión reciente del programa de Stuiver and Reimer (1986). Figura 2. Área de estudio. 5 Abanicos Los abanicos, en los lados continentales de las brechas de Caulle y Chanhué, son evidentes en las fotografías aéreas en blanco y negro de 1961, tomadas sólo siete meses después del tsunami. Se muestran como faldas blancas, representando arena desnuda, que se extienden por algunos cientos de metros tierra adentro. Un sistema tributario que irradia desde la brecha en forma de “pata de pájaro” evidencia que el tsunami fluyó en Caulle mayoritariamente tierra adentro (Figura 3). En cambio en Chanhué las geoformas sugieren tanto un flujo tierra adentro como hacia el mar. Se observan cárcavas tributarias a ambos lados de la brecha, dando a la poza un aspecto de reloj de arena. Los abanicos estudiados son notables pues están estrechamente asociados a la brecha que los generó. De acuerdo a nuestra interpretación de la estratigrafía el tsunami de 1960 atravesó los cordones litorales arenosos de Caulle y Chanhué, sea por primera vez o reabriendo una brecha que un tsunami anterior generó. Al salir de la brecha tierra adentro, el flujo construyó un abanico arenoso a medida que se dispersó en la planicie. Los abanicos resultantes se formaron tanto hacia tierra adentro mientras el tsunami fluyó, hacia el mar cuando el tsunami 3 Cordones litorales Docenas de cordones litorales se curvan sobre las planicies que hay a ambos lados de la desembocadura del Río Maullín (Figura 2). Aunque ninguno ha sido datado numéricamente, el poco desarrollado suelo que los cubre y su curvatura, siguiendo la forma de la costa, sugieren que tienen una edad holocénica. 4 Brechas Las brechas cerca de Caulle y Chanhué forman aberturas de unas decenas de metros en los cordones que cortaron. Cada brecha contiene una poza somera por debajo de las 867 drenó de vuelta al mar o ambos. Figura 4. Sección estratigráfica del abanico en Caulle y las fechas de los depósitos. 7 Conclusiones Cuando el tsunami de 1960 inundó las planicies de cordones litorales también reabrió brechas que previamente existían y depositó abanicos detrás de ellas. El abanico de una de las brechas, ubicado a 2 km de la costa, fue sedimentado por tres tsunamis consecutivos. La brecha fue probablemente cortada en el s. XIV y fue reabierta por el gran tsunami histórico de 1575 y posteriormente por el gigante de 1960. La asociación de brechas y abanicos pueden ayudar a identificar y cuantificar el riesgo de tsunami en costas dominadas por planicies de cordones litorales. Las brechas puedes ser fácilmente detectables en fotos aéreas, imágenes de satélite o mapas topográficos LIDAR. Los abanicos asociados pueden ayudar a explicar cómo las brechas se formaron y qué tan frecuentemente lo hicieron. Finalmente, la extensión y potencia de los abanicos ayuda a que los depositos sean más perdurables que las ordinarias capas de arena dejadas por tsunamis, sirviendo de advertencia ante futuras catastrofes. Figura 3. Localización de la brecha y abanico estudiados en Caulle (a y b). Perfil topográfico y estratigráfico (c). 6 Correlación temporal de los abanicos con tsunamis registrados en las cercanías La secuencia de depósitos arenosos registrados en Caulle probablemente concuerdan uno a uno con las tres capas de arena más recientes reconocidas por Cisternas et al. (2005) en Chuyaquen. Esta interpretación se basa en la datación radiocarbónica del abanico más antiguo de Caulle. La pequeña raíz leñosa encontrada en el suelo inmediatamente debajo de la unidad C dio una edad (1270-1400 DC) que se traslapa con la edad de tallos de Juncos rodeados por la arena del depósito C identificada por Cisternas et al. (2005; 1280-1390 DC). Referencias Bourgeois, J. 2009. The geologic effects and records of tsunamis. In: The Sea, Volume 15, Tsunamis (Bernard, E.N.; Robinson,A.R.; editors). Harvard University Press: 55-91. Cambridge, Massachusetts. Cisternas, M.; Atwater, B.F.; Torrejon, F.; Sawai, Y.; Machuca, G.; Lagos, M.; Eipert, A.; Youlton, C.; Salgado, I.; Kamataki, T.; Shishikura, M.; Rajendran, C.P.; Malik, J.K.; Rizal, Y.; Husni, M. 2005. Predecessors of the giant 1960 Chile earthquake. Nature 437 (7057): 404-407 doi: 10.1038/nature03943. McCormac, G.; Hogg, A.G.; Blackwell, P.G.; Buck, C.E.; Higham, T.F.G.; Reimer, P.J. 2004. SHCal04 Southern Hemisphere calibration 0 - 11.0 cal kyr BP. Radiocarbon 46: 1087-1092. Stuiver, M.; Reimer, P.J. 1986. A computer program for radiocarbon age calibration. Radiocarbon 28: 1022-1030. 868 Características físicas del flujo de inundación del tsunami del 27 de febrero de 2010, Zona Central, Chile José Antonio Naranjo* y Juan Pablo Contreras Servicio Nacional de Geología y Minería Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. Se estudiaron las áreas inundadas por el tsunami del 27 de febrero de 2010 entre Llolleo y Boyeruca. Se determinó la ubicación de la línea de máxima inundación y la altura del flujo. El frente de la ola del tsunami o “espumón” se caracterizó por un flujo turbulento muy destructivo que concentró objetos flotantes de baja densidad, como embarcaciones, vehículos y casas de madera. El “espumón” perdió energía y turbulencia. Por la presencia de edificaciones de hormigón y otras estructuras pesadas. En zonas pobladas, los torrentes de inundación fluyeron principalmente a lo largo de las calles orientadas en la misma dirección del flujo, con derrames menores en calles transversales. En rinconadas cerradas, hubo torbellinos con mayor velocidad y poder destructivo en las partes exteriores de los mismos. El impacto directo de la ola con acantilados generó salpicaduras que pudieron inducir la generación de remociones en masa en el sector impactado. Las diferentes intensidades observadas entre las localidades reflejan contrastes en su grado de vulnerabilidad. Los factores que causan estas diferencias podrían estar relacionados con: distancia a la fuente tsunamigénica, batimetría local, morfología costera y orientación de estas formas respecto de la procedencia de la ola de tsunami. Palabras Claves: Flujo de inundación, tsunami, sismo 27 febrero 2010. us2010tfan). También, a causa del tsunami hubo 154 personas fallecidas, aproximadamente 56 desaparecidos y cuantiosos daños a la propiedad pública y privada. Este trabajo tiene el objetivo de documentar en forma integrada los alcances, efectos y algunas características físicas de las olas que impactaron e inundaron diversas localidades. Es importante destacar que la fase inicial del tsunami se desarrolló con la baja marea de luna llena, es decir, la mayor bajamar y, por otra parte, las inundaciones se produjeron sobre la morfología costera ya modificada como efecto del sismo. En consecuencia, estas observaciones sólo muestran el alcance de la inundación máxima del tsunami del 27 de febrero de 2010 como resultado de sus condiciones específicas. 2 Métodología y alcances El estudio de zonas de inundación incluyó el reconocimiento geológico de los efectos del tsunami en terreno, en las áreas afectadas consideradas más emblemáticas. En este trabajo se obtuvieron datos empíricos de la ubicación de la línea de máxima inundación, junto con antecedentes de la altura del flujo. Esta información se complementó con el análisis de las fotografías SAF-DMC tomadas con posterioridad al tsunami y con imágenes satelitales previas al evento. 1 Introducción El 27 febrero de 2010 ocurrió un sismo Mw=8,8 iniciado a las 03:34:14 hora local (UTC-3), cuyo epicentro se localizó, aproximadamente, 60 km al oeste de Cauquenes, a una profundidad de entre 30 y 35 km. El largo de la zona de ruptura se estima entre los 580 y 640 km. Los desplazamientos mayores sobre la zona de subducción alcanzaron los 12 a 14 m en los sectores centrales del plano de falla y de 2 a 4 m en los extremos norte y sur. Asimismo y de acuerdo a la distribución de réplicas, el plano deslizado tiene un ancho ~180 y 200 km (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/ us2010tfan). Según datos seleccionados del Servicio Geológico Norteamericano, algunos mareógrafos ubicados en las costas chilenas registraron las siguientes alturas de tsunami (en cm): 261 en Valparaíso, 181 en Talcahuano, 164 en Coquimbo, 144 en Corral, 118 en Arica, 90 en Caldera, 79 en San Félix, 68 en Iquique y 47 en Antofagasta (http://earthquake.usgs.gov/earthquakes/eqinthenews/2010/ 3 Características generales del tsunami del 27 de febrero de 2010 No existe un modelo único que explique completamente la generación de un tsunami como efecto de un sismo tectónico de subducción. No obstante, parece claro que la deformación cosísmica del piso oceánico a lo largo de la franja comprendida por la fosa, sus flancos y la plataforma continental, induce un desplazamiento vertical de una columna de agua que da origen a una intumescencia de la superficie del mar. El colapso gravitacional de ésta genera ondas de gran longitud (decenas a centenas de kilómetros), pero de muy pequeña amplitud (un par de metros o menos) y largos períodos que van desde los 15 hasta más de 120 minutos. Estas olas se propagan a gran velocidad en mar abierto, del orden de cientos de km/h en aguas profundas. A medida que la profundidad del piso marino disminuye, 869 las ondas reducen su longitud y aumentan drásticamente su amplitud. El colapso del frente de éstas da origen al “espumón”, el cual inunda con un flujo de ingreso continuo las playas de menor pendiente. Asimismo, la velocidad de propagación de las ondas de tsunami sobre las diversas zonas costeras es altamente dependiente de las respectivas batimetrías. Según datos del SHOA, el tsunami desarrolló 4 olas principales, de las cuales la primera fue la más destructiva. Sin embargo, mediante un Doppler acústico (ADCP) instalado en las inmediaciones de la desembocadura del río Itata, se determinó el arribo de 5 olas importantes entre las 4 y las 8-9 AM del 27 de febrero de 2010 (Sobarzo 2010, comunicación oral). Por otra parte, según los testimonios recogidos en Dichato y Talcahuano, la primera ola causó una inundación pasiva sin destrucción de viviendas livianas, con olas de altura entre uno y dos metros, solamente. Cabe señalar que no existió uniformidad con respecto a esta información, ni por parte de los organismos que entregaron los datos, ni de las personas que entregaron testimonios, lo que deja en evidencia la variabilidad del arribo de las olas para las distintas localidades. Por otra parte, la confusión en cuanto a la procedencia de las olas que fueron observadas, podría tener explicaciones originadas en una conducta hidrodinámica compleja del mar a partir de una ola principal, característica típica de los maremotos en Chile. Esta conducta hidrodinámica es fuertemente dependiente de la morfología de la costa y plataforma del segmento donde se genera el tsunami (Monárdez et al., 2010). Localmente, se observaron diversas olas secundarias probablemente a partir de la reflexión y refracción de la(s) onda(s) primaria(s). Testimonios indican que se registraron ondas secundarias hasta pasado las 13 h del 27 de febrero en Constitución. De acuerdo a vídeos tomados en Ritoque y Constitución, por ejemplo, se pueden estimar velocidades de inundación del flujo de estas olas, entre los 20 y 36 km/h. Asimismo, algunos vídeos muestran que la recogida o resaca del mar tras cada inundación tiende a encauzarse y, consecuentemente, a acelerarse en los cursos más deprimidos. penetración máxima del tsunami (línea de inundación) y el nivel del mar en el momento del arribo del mismo. El flujo de inundación se encauzó por los sectores más deprimidos y especialmente a contracorriente por los esteros y ríos. Extensos alcances aguas arriba a lo largo de éstos se registraron en el río Maule, con ~17 km, y en la desembocadura del río Rapel, con a lo menos 8 km (Fig. 1). El frente de la ola del tsunami o “espumón” está caracterizado por un flujo turbulento muy destructivo, pues en su avance incorpora diversos tipos de sedimentos y materiales. Por su alta energía puede movilizar objetos muy pesados de decenas de toneladas. A medida que el flujo concentra objetos flotantes de baja densidad relativa a su volumen (ej. embarcaciones, botes, maderas y estructuras, vehículos, casas de madera, etc.), el “espumón” pierde su energía y turbulencia. Igual efecto produce la presencia de edificaciones de hormigón y otras estructuras, como por ejemplo rompeolas. De este modo, en zonas pobladas, diversos torrentes caudalosos de inundación fluyeron principalmente a lo largo de las calles orientadas en la misma dirección del flujo, con derrames menores en calles transversales. Al ingresar a rinconadas cerradas, se desarrollan torbellinos con mayor velocidad y poder destructivo en las partes exteriores de los mismos (Fig. 2). Un fenómeno semejante se observó en zonas de contacto tangencial entre una ola invasiva con una ola en resaca o recogida (Naranjo y Contreras, 2010). La altura del flujo de inundación al entrar en la playa es mayor que tierra adentro y puede variar, tanto en la recogida como en un estado estacionario, tras el cual se produce un descenso paulatino de la inundación. Excepcionalmente se detectaron alturas de hasta 25 m en sectores escarpados de la costa de Constitución (C. Venegas, comunicación oral, 2010), cuyo origen correspondió a las salpicaduras producidas por el impacto directo de la ola con el acantilado, lo cual podría inducir la generación de remociones en masa en el sector impactado. Los antecedentes de altura de flujo o marcas de impacto observados, documentan estos diferentes procesos. 5 Conclusiones 4 Comportamiento y características del flujo de inundación El testimonio de personas que observaron la conducta de los “espumones” (olas reventadas), así como el registro de numerosos vídeos junto a la revisión de las huellas dejadas por el paso de las olas en las zonas costeras, permiten describir algunos rasgos importantes del comportamiento de los flujos en las zonas inundadas. La altura del flujo de inundación se mide directamente sobre el piso del lugar inundado y no corresponde a la altura de la ola de tsunami o run up, que representa la diferencia entre la elevación de Las diferencias observadas entre las localidades reflejan contrastes en su grado de vulnerabilidad. Los factores que causan estas diferencias podrían estar relacionados con la distancia a la fuente tsunamigénica, la batimetría local de la costa, la morfología costera y la orientación de estas formas respecto de la procedencia de la ola de tsunami. Las observaciones de los terrenos inundados inmediatamente después del desastre avalan que el comportamiento de la ola y “espumón” es muy dependiente de las condiciones geomorfológicas locales. 870 La modelación hidrodinámica de potenciales tsunamis que amenacen las costas de Chile debe considerar las condiciones únicas de los maremotos en las costas de distintos segmentos del país y el origen de los mismos. Esto es primordial para la generación de mapas de peligro por inundación de tsunamis. Una hipótesis de la generación y propagación de olas. Baird Consultores. Seminario: Efectos bio-físicos sobre la costa de Chile producidos por el terremoto y tsunami del 27 de febrero2010. Universidad Católica de Chile, 6 de mayo, 2010. Presentación en Power Point. Naranjo, J. A.; Contreras, J. P. (editores). Atlas. Mapas de inundación por el tsunami del 27 de febrero de 2010. Servicio Nacional de Geología y Minería. Informe Registrado IR-10-41, 20 mapas. Santiago. Sobarzo, M. 2010. Registro del evento por un ADCP localizado en la desembocadura del río Itata. Programa de Investigación Marina de Excelencia, Universidad de Concepción. In Seminario: Efectos bio-físicos sobre la costa de Chile producidos por el terremoto y tsunami del 27 de febrero2010. Universidad Católica de Chile, 6 de mayo, 2010. Presentación en Power Point Agradecimientos Esta contribución cuenta con el patrocinio de la Subdirección Nacional de Geología del Servicio Nacional de Geología y Minería. Referencias Monárdez, P.; Salinas, R.; Acuña, H. 2010. Modelación Hidrodinámica Preliminar del Maremoto del 27 de Febrero 2010: Fig. 1. Panorámica al noreste que muestra el estuario del río Rapel. Se destacan sectores de inundación en la ribera sur y en los bordes de las barras del río. Fig. 2. Panorámica que muestra la destrucción producida por el flujo arremolinado de la ola al oeste del Parque Ross, Pichilemu. 871 Zonificación actualizada de la respuesta sísmica de la comuna de San Antonio, Región de Valparaíso José Antonio Naranjo* y Rodrigo Carrasco Servicio Nacional de Geología y Minería, Avenida Santa María 0104, Providencia, Santiago, Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. Los efectos de los sismos del 3 de marzo de 1985 y 27 de febrero de 2010 fueron particularmente severos en la comuna de San Antonio. Sobre la base del catastro de daños efectuado y la caracterización de la geología local, se efectuó una zonificación de la respuesta sísmica, escala 1:10.000. Las evidencias indican que la mala calidad del suelo de fundación es uno de los factores más preponderantes en relación a la magnitud de los daños causados. Suelos de fundación en potentes dunas eólicas holocenas y sectores con depósitos asociados a niveles freáticos cercanos a la superficie en las riberas de ríos o esteros, exhiben muy mal comportamiento ante sismos de larga duración que causan licuefacción. Por el contrario, las mejores respuestas sísmicas se observan sobre las rocas del basamento Intrusivo-Metamórfico favorables como zonas de expansión urbana comunal. Palabras Claves: Zonificación, Respuesta Sísmica, Sismo 27 de febrero 2010, Comuna San Antonio, de Región Valparaíso. 1 Introducción En 25 años, la comuna de San Antonio, Región de Valparaíso, ha sido directamente afectada por un sismo de magnitud media (3 de maro de 1985) y un megasismo y tsunami (27 de febrero de 2010). Según el catastro de daños producidos por este último (Servicio de la Vivienda y Urbanismo), en la provincia de San Antonio hubo 4.817 viviendas con daño menor, 2.700 con daño mayor y 891 con daño irrecuperable. Los daños en esta provincia, superaron a todas las demás de la Región de Valparaíso, siendo emblemático el caso del conjunto habitacional Villa del Mar con sus 296 departamentos construidos por SERVIU irrecuperables, los cuales fueron demolidos. Datos de la National Earthquake Information Center (NEIC) del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS), en la Provincia de San Antonio, el sismo tuvo una intensidad de VIII acorde con la escala modificada de Mercalli. Según Astroza et al. (2010), las intensidades sísmicas calculadas sobre la base de la escala de intensidades MSK-64 (Medvedev et al., 1964) alcanzaron valores de 6 en San Antonio y <7,0 en Llolleo. Estas intensidades son calculadas a partir de los daños que produce el terremoto en las viviendas del tipo unifamiliar de uno y dos pisos, que usa el método propuesto por Monge y Astroza (1989). El 12 de marzo de 2010, Naranjo et al. (2010) informaron preliminarmente sobre los principales daños producidos por el sismo y que incluyeron los severos efectos del tsunami en el sector Juan Aspee, en la playa de Llolleo. La comuna de San Antonio, está ubicada 55 km al sureste del epicentro del sismo Ms7,8 del 3 de marzo de 1985 y a 270 km al NNE del epicentro del sismo Mw8,8 del 27 de febrero de 2010, el cual se localizó a 60 km al oeste de Cauquenes. Como consecuencia de ello, las aceleraciones máximas provinieron del noroeste y SSW, respectivamente. Debido a la amplificación de las ondas durante ambos sismos, el grado de destrucción producido en esta comuna fue notablemente mayor que en localidades vecinas. El objetivo del mapeo es mostrar la zonificación escala 1:10.000 de la respuesta sísmica como parámetro de estimación empírica y cualitativa en relación a las características geológicas del suelo de fundación de la comuna de San Antonio. Cabe destacar que los daños producidos por el sismo del 27 de febrero de 2010 no tienen una buena concordancia con la microzonificación de la amplificación sísmica elaborada sobre la base de cuantificación de intensidades respecto del sismo de 1985 (MINVU, 1988). 2 Metodología, alcances y limitaciones La zonificación se elaboró sobre la base de la observación y control en terreno de los daños producidos como consecuencia del sismo en diversos suelos de fundación y tipos de construcción de la comuna. Esta información fue confrontada con un mapa geológico escala 10.000 (Naranjo y Carrasco, 2010) realizado para estos fines. La información fue cotejada con el catastro de daños escala 1:10.000 proporcionado por la Ilustre Municipalidad de San Antonio (IMSA). Este catastro califica los daños como severos (irrecuperables) y de consideración (recuperables), tanto para casas, edificios, edificios públicos y puentes (IMSA, 2010). Además, se realizaron algunas entrevistas sobre la percepción de los sismos de 1985 y de 2010, que demuestran una intensidad notoriamente mayor para este último. Se calificaron y determinaron cualitativamente zonas de similar respuesta sísmica en relación a las unidades geológicas definidas en el mapa correspondiente (Naranjo y Carrasco, 2010), para el escenario resultante de un sismo semejante al del 27 de febrero de 2010. Acorde con estos resultados, las principales categorías resultantes son zonas con respuesta sísmica buena, regular, mala y muy mala, las 872 cuales, se subdividen de acuerdo a condiciones geológicas y geomorfológicas específicas. Aunque el mapa fue hecho con observaciones recientes de ocurrido el terremoto, muestra un cierto grado de subjetividad respecto a la calificación de la magnitud de los daños y en menor medida, al tipo de construcción y su calidad intrínseca, lo cual constituye una limitación. Asimismo, en este trabajo y por razones de tiempo, no se consideraron características específicas como modalidades de diseño, calidad de los materiales de construcción, edad de las construcciones, daño por sismos previos, entre otras. Los contactos de distintas zonas no son tajantes sino que aproximados, y están supeditados a daños catastrados por IMSA y el control de terreno de los autores (no sistemático). Cabe destacar que existen zonas sin información catastrada de daños. En general, la calificación y límite de las unidades de respuesta sísmica podría mejorar si se dispusiera, además, de un conocimiento detallado de la variación de los espesores, especialmente de las unidades no consolidadas. perfeccionar los parámetros de la calificación y así mejorar su objetividad y regulaciones de construcción. 5 Conclusiones En el último cuarto de siglo, la comuna de San Antonio ha sido particularmente afectada por los sismos del 3 de marzo de 1985 y 27 de febrero de 2010. Las evidencias observadas tras este último indican que la mala calidad del suelo de fundación es uno de los factores más preponderantes en relación a la magnitud de los daños causados. Se han podido identificar diversas zonas donde se concentraron los mayores daños. Suelos de fundación en potentes dunas eólicas holocenas, así como depósitos posiblemente asociados a niveles freáticos cercanos a la superficie en las riberas de ríos o esteros, muestran un muy mal comportamiento ante sismos de larga duración que causan licuefacción. Por el contrario, las mejores respuestas sísmicas de fundaciones se observan sobre las rocas del basamento Intrusivo-Metamórfico, incluso con suelos de maicillo y arcilloso de hasta 3 m de espesor. Dichos sectores son claramente favorables como zonas de expansión urbana comunal. 3 Resultados En la tabla 1 se describen las características de las diferentes zonas de respuesta sísmica de la comuna de San Antonio. Asimismo, se detallan los tipos geológicos de cada unidad y se recomiendan posibles acciones para mejorar las bases de planificación del desarrollo urbano. Agradecimientos Los autores agradecen la colaboración en terreno del Sr. James Paul Martínez de la Ilustre Municipalidad de San Antonio (IMSA) y al Sr. Arturo Sepúlveda ( Departamento de Información Geográfica, Dirección de Obras Municipales, IMSA) por el aporte de documentos disponibles en esa institución y utilizados en este trabajo. 4 Discusión Una de las principales causas de estos efectos en el área es consecuencia de las características de su suelo de fundación. Junto con la calidad de la construcción, el tipo de suelo juega un papel preponderante en la intensidad sísmica como medida cualitativa de destructividad o grado de daños generados por el sismo en un lugar dado y sus efectos. Análisis adecuados de mecánica de suelos fueron fundamentales para construcciones de altura que, aunque ubicadas en zonas calificadas como de muy mala respuesta sísmica, respondieron eficientemente a los requerimientos estructurales. Asimismo, podría haber casos opuestos. Por lo tanto, las normas de construcción para la comuna de San Antonio deben ser revisadas a la luz de los daños producidos y las características particulares de su suelo de fundación. La calificación objetiva de la respuesta sísmica de las unidades que constituyen el suelo fundación de la comuna se podría obtener mediante la instalación de una red acelerógrafos. Con ello sería posible microzonificar, con datos cuantitativos, la respuesta sísmica de cada unidad y en diferentes lugares de la misma, en relación a estímulos sísmicos de diversa magnitud y epicentro. Estudios de mecánica de suelo de profundidad y calidad apropiadas para cada unidad, son fundamentales para mejorar la zonificación y, consecuentemente, adecuar medidas específicas de construcción. Las recomendaciones sugeridas para cada zona del mapa van dirigidas a Referencias Arriagada, J. 2003. Análisis morfogenético del estuario del río Maipo y su relación con las obras portuarias. Caso de San Antonio Informe Final de Práctica Profesional, Ilustre Municipalidad de San Antonio. Inédito, 44 p. Astroza, M., Cabezas, F., Moroni, M.O., Massone, L. Ruíz. S., Parra, E., Cordero, F., Mottadelli, A. (2010). Intensidades sísmicas el área de daños del terremoto del 27 de febrero de 2010. Departamento de Ingeniería Civil, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile, 23 p. Inédito. Astroza, M., Monge, J., Varela, J. 1989. 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Características de las zonas de respuesta sísmica de la comuna de San Antonio. RESPUEST DESCRIPCIÓN UNIDAD GEOLÓGICA A SÍSMICA Muy mala 1 Abundantes daños severos, que Depósitos Eólicos Subactuales, incluyen edificios (viviendas fundamentalmente arenas de hasta sociales) de 5 pisos, grietas y 15 m de espesor y localmente en remociones en masa. taludes sin confinamiento y con rellenos antrópicos y Formación Navidad. Muy mala 2 Abundantes daños severos, que Depósitos Aluviales y Fluviales incluyen puentes y pasarelas, asociados a los rellenos y terrazas principalmente con grietas de hasta del estero El Sauce y río Maipo. 1 m de ancho, por licuefacción de riberas (naturales y antrópicas). Muy mala 3 Abundantes daños severos que Depósitos de arcillas y arenas incluyen edificios públicos y limosas con espesores que privados de hasta 6 pisos y casas sobrepasan los 20 m. con pilares y cadenas. Muy mala 4 Daños severos con grietas por Depósitos Litorales, Eólicos licuefacción de riberas Actuales y antrópicos. (antrópicas). Mala 1 Abundantes daños consideración y severos. de Depósitos Aluviales y Fluviales asociados a los rellenos y terrazas del estero Arévalo (hasta 16 m) y río Maipo, además de depósitos de las laderas de éstos. Depósitos Eólicos Subactuales, fundamentalmente arenas de hasta 15 m de espesor. RECOMENDACIONES Estudios de mecánica de suelo hasta reconocer certeramente rocas competentes. Estabilizar taludes para confinarlos y reducir peligro de remoción en masa por lluvias torrenciales. Estudios de mecánica de suelo. Confinamiento de cabeceras de puentes y pasarelas. Control del nivel de aguas subterráneas que inducen fenómenos de licuefacción. Estudios de mecánica de suelo hasta reconocer certeramente rocas competentes. Control del nivel de aguas subterráneas que inducen fenómenos de licuefacción. La condición de rellenos antrópicos y depósitos litorales de baja compactación y cercanía de nivel del mar, induce una alta vulnerabilidad por licuefacción. Estudios de mecánica de suelo hasta reconocer certeramente rocas competentes de la Formación Navidad y/o basamento y nivel de aguas subterráneas que pudieran inducir fenómenos de licuefacción. Estudios de mecánica de suelo hasta reconocer certeramente rocas competentes de la Formación Navidad y/o basamento y nivel de aguas subterráneas que pudieran inducir fenómenos de licuefacción y remoción en masa por falta de confinamiento. Estudios de mecánica de suelo en sectores de mayor desarrollo de suelos, hasta reconocer certeramente rocas competentes de la Formación Navidad, basamento y eventual presencia de agua subterránea. Favorable como zona de expansión urbana, condicionada en zonas con pendiente. Estudios de mecánica de suelo simples en sectores de mayor desarrollo de suelos, hasta reconocer, certeramente, el basamento y eventual presencia de agua subterránea. Favorable como zona de expansión urbana, condicionada en zonas con pendiente. Estudios de mecánica de suelos simples en sectores de mayor desarrollo de suelos, hasta reconocer, certeramente, el basamento y eventual presencia de agua subterránea. Favorable como zona de expansión urbana. Mala 2 Abundantes daños consideración y severos. de Regular 1 Abundantes daños de consideración y algunos daños severos irrecuperables en construcciones bajas. Formación Navidad, con desarrollo de suelos arenoarcillosos que, localmente, sobrepasan los 10 m de espesor. Regular 2 Buena Abundantes daños de consideración que incluyen grietas entre ladrillos de muros de albañilería en edificios (viviendas sociales) de 4 pisos y algunos daños severos irrecuperables en casas. Escasos daños. Buena respuesta de edificios (inmobiliarias) de 5 pisos bien cimentados. Se infiere la misma respuesta en sectores sin construcción. Basamento Intrusivo, con desarrollo de suelos de maicillo y arcillosos de 3 o más metros de espesor. Basamento IntrusivoMetamórfico, con desarrollo de suelos de maicillo y arcilloso de hasta 3 m de espesor. 874 A Revised Age of 7430 ± 250 14C yrs BP for the Very Large mid-Holocene Explosive H1 Eruption of the Hudson Volcano, Southern Chile Charles R Stern* and Derek Weller Department of Geological Sciences, University of Colorado, Boulder, Colorado, 80309-0399, USA *E-mail:
[email protected] Abstract. The mid-Holocene H1 explosive eruption of the 3 Hudson volcano (46°S), the largest (≥18km ) Holocene eruption of any volcano in the Andean Southern Volcanic Zone (SVZ), has previously been dated as 6720 ± 140 14 (Naranjo and Stern 1998) or 6850 ± 160 C yrs BP (Stern 14 14 2008) by conventional C ages. Seven new AMS C ages suggest that the eruption was in fact somewhat older and 14 occurred at 7430 ± 250 C yrs BP or 8260 ± 240 cal yrs BP. The age of the tephra produced by this eruption is significant both because of its wide spatial distribution, as well as its distinctive petrochemical characteristics, which make it an important chronological marker for midHolocene paleo-climate and archaeological studies in southern Patagonia. Although H1 was the largest, it was only one of more than 45 explosive late-glacial and Holocene eruptions of both the large stratovolcanoes and small monogenetic cones in the southern part of the Andean SVZ as evidenced by tephra preserved in lake sediment cores in the area. Keywords: Hudson volcano, tephra, Patagonia, Andean volcanism, tephrachronology eruption based on an average of 17 conventional 14C ages. The average of seven new Accelerator Mass Spectrometry (AMS) 14C ages (Table 1) suggest a somewhat older age of 7430 ± 250 14C yrs BP or 8260 ± 240 cal yrs BP for the H1 eruption of the Hudson volcano. 2 Methods, Samples and Results The samples dated (Table 1) come from both above and below the Hudson H1 tephra in outcrops as well as tephra samples from both lake and marine cores. They include samples from relatively proximal localities near Cochrane within <150 km of the Hudson volcano and much more distal localities far to the south in Magallanes, Tierra del Fuego and Isla de los Estados. Details of the techniques used and materials dated are provided in the cited references from which the dates were obtained. The cal yrs BP ages in Table 1 were all calculated by the “CalPal” online calibration program in order for them to be consistent with each other. 1 Introduction The Hudson volcano, the southernmost volcano in the Andean Southern Volcanic Zone (SVZ; Stern, 1991, 2004, 2008; Naranjo and Stern, 1998; Stern et al., 2007), has had numerous explosive Holocene eruptions, the largest of which (H1; ≥18 km3) occurred in the mid-Holocene. This eruption produced a distinctive Ti, Nb, and Y-rich greygreen andesitic tephra distributed in a southern direction away from the volcano, with a distal maximum thickness of between 10-20 cm on Tierra del Fuego more than 900 km to the south (Stern, 1991, 2008). The wide area of deposition of H1 tephra in southern Patagonia makes this tephra an important chronological marker for paleo-climate and archaeological studies (Stern 2008). Auer (1974) termed this Tephra II and suggested an age of between 4480 and 6600 14C yrs BP. Stern (1991) provided eight new dates for this tephra that implied an age of between 6625 and 6930 14C yrs BP. Naranjo and Stern (1998) dated the eruption to have occurred at 6720 ± 140 14 C yrs BP based on what they considered to be their best constrained age determination. Subsequently Stern (2008) calculated an age of 6850 ± 160 14C yrs BP for this 3 Discussion and Conclusions The seven new AMS ages for the H1 tephra range from 7043 to 7775 14C yrs BP and average 7430 ± 250 14C yrs BP, or 8260 ± 240 cal yrs BP using the “CalPal” on line calibration program. No explanation is offered for the difference with the previously published average of 6850 ± 160 14C yrs BP for seventeen conventional 14C ages (Stern, 2008) beyond the possibility that the AMS technique is more accurate and that the smaller samples dated might have less contamination by young root material. The Hudson H1 eruption is only one of a number of other large Holocene explosive eruptions of volcanoes in the southern part of the Andean SVZ. These include a midHolocene explosive eruption of Mentolat volcano (MEN1) at approximately 6960 ± 60 14C yrs BP (7800 +/- 70 cal yrs BP; Naranjo and Stern, 2004) and two younger large eruptions of Hudson (H2 at ~3600 14C yrs BP and in August of 1991; Naranjo and Stern, 1998). Bog profiles indicate at least 7 other explosive eruptions of Hudson after H1, and evidence for two older eruptions are preserved as tephra in lake sediments on peninsula Taitao 875 west of the volcano (Lumley et al., 1993). Preliminary study of tephra in lake cores near Coihaique also preserve tephra that confirm more than one explosive eruption of the Hudson volcano prior to H1, as well as tephra from more than 45 other late-glacial and Holocene eruptions of both the large stratovolcanoes in the southern SVZ and the small monogenetic basaltic cones in the southern part of the Liquiñe-Ofqui Fault zone. The data imply the potential for significant volcanic risk for the growing population in the Coihaique area. Lumley, S.H.: Switsur, R. l993. Late Quaternary chronology of the Taitao Peninsula, southern Chile. Journal of Quaternary Geology 8: 161–166. Naranjo, J.A.: Stern, C.R. 1998. Holocene explosive activity of Hudson Volcano, southern Andes. Bulletin of Volcanology 59: 291-306. Naranjo, J.A.: Stern, C.R. 2004. Holocene tephrochronology of the southernmost part (42-45°S) of the Andean Southern Volcanic Zone. Revista Geologica de Chile 31 (2): 225-240. Stern, C.R. 1991. A mid-Holocene tephra on Tierro del Fuego derived from the Hudson volcano (46ºS): Evidence for a large explosive eruption. Revista Geologica de Chile 18 (2): 139-146. Stern, C.R. 2004. Active Andean volcanism: its geologic and tectonic setting. Revista Geologica de Chile 31 (2): 161-206. Stern, C.R. 2008. Holocene tephrochronology record of large explosive eruptions in the southernmost Patagonia Andes. Bulletin of Volcanology 70: 435-454. 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Depth cm 470-475 990 387 804-806 391 Lab # AA62823 OS72978 LuS6935 Keck79260 LuS6936 14 Core location Las Cotorras bog Roadcut outcrop Strait of Magellan Augusta lake Laguna Cascadia Hambre lake Laguna Cascadia C yrs BP cal yrs BP >7884 +/- 47 >7995 +/- 46 >8293 +/- 65 >8296 +/- 67 >8502 +/- 57 <8223 +/- 42 <8545 +/- 64 8260 +/- 240 References Borromeni et al., 2010 Holz 2011* Aracena et al., In press Moreno & Villa Martinez, 2010* Unkel et al., 2010 Hermanns & Biester, 2011 Unkel et al., 2010 >7043 +/- 47 >7165 +/- 60 >7480 +/- 55 >7485 +/- 60 >7715 +/- 60 <7370 +/- 20 <7775 +/- 60 7430 +/- 250 876 Microzonificación sísmica y los fenómenos de licuefacción por efectos del sismo del 27 de febrero en la comuna de San Pedro de la Paz - Chile David Cáceres* y Paola Ramírez SERNAGEOMIN, Santiago, Chile *E-mail:
[email protected] Resumen. San Pedro de la Paz es una comuna costera ubicada al sur del río Bío-Bío. La geología se caracteriza por un basamento rocoso formado por rocas metamórficas de edad paleozoica y una potente cuenca sedimentaria que en superficie esta constituida por depósitos poco consolidados de terrazas marinas y depósitos litorales actuales, humedales costeros y dunas. La acelerada expansión urbana desarrollada sobre rellenos antrópicos emplazados en estos depósitos poco consolidados y con niveles de agua subterránea muy someros explica la extensión y diversidad de daños provocados por el sismo de magnitud 8,8 Mw ocurrido el 27/02/2010. Para identificar zonas de riesgo frente a sismos de elevada magnitud, se elaboró un estudio de microzonificación sísmica del área urbana. La metodología utilizada se fundamenta en la caracterización geológica-geotécnica y la determinación del periodo predominante de vibración del suelo, utilizando el método de Nakamura. Se identificaron cuatros zonas, de las cuales los periodos altos se correlacionan con suelos de relleno sedimentario de gran espesor y los periodos bajos con suelos de rocas sedimentarias y metamórficas. Este estudio revela que existen áreas con un bajo periodo de vibración, que en general se asocia a suelos duros, pero en las cuales se produjo intensa licuefacción. Los suelos del área urbana de la comuna, están formados por una interdigitación de sedimentos de origen fluvial y marino. Los suelos de origen fluvial corresponden a las arenas negras del río Bío-bío, intercaladas con limos y arcillas; mientras que en los suelos de terrazas marinas, predominan las arenas limosas y arcillosas. El propósito de este estudio se enfoca en obtener una aproximación al comportamiento dinámico de los suelos frente a sismos de elevada magnitud, que permita identificar zonas de riesgo sísmico en el área urbana. Para esto se elaboró una microzonificación en base a la frecuencia fundamental de vibración del terreno, estimada a partir de la razón espectral entre la componente horizontal y vertical (HVR) de mediciones de microsismos del suelo (Nakamura, 1989). Estas frecuencias fundamentales fueron analizadas e interpretadas en conjunto con las características geológicas y geomorfológicas del área. Siendo los resultados contrastados con la evidencias de daños provocados por el sismo del 27 de febrero de 2010. 2 Desarrollo Geología y geomorfología En la figura 1 se indican las principales unidades geológicas identificadas en la comuna de San Pedro de La Paz. Estás se describen a continuación según su distribución en las principales unidades del relieve, la cordillera de Nahuelbuta y la llanura litoral arenosa, según la nomenclatura utilizada en este trabajo: Cordillera de Nahuelbuta: Esta unidad se desarrolla hacia el sur del río Bío-bío, está compuesta por rocas metamórficas de edad paleozoica pertenecientes a la Serie Oriental del basamento metamórfico (PzSE). En el borde occidental de la Cordillera de Nahuelbuta, se desarrollan plataformas o terrazas de erosión marina. Sobre estas se reconoce la unidad geológica denominada Estratos Molino del Sol (MiPltm), con edades Mioceno – Plioceno. En la vertiente oriental de la Cordillera de Nahuelbuta, hacia la ribera del río Bío-bío, la acumulación de depósitos de remoción en masa y coluviales, interdigitados con los 1 Introducción El 27 de Febrero del 2010, un sismo de magnitud 8,8 grados en la escala de momento sísmico sacudió la zona centro sur de Chile. En la ciudad de San Pedro de la Paz, localizada 80 km al suroeste del epicentro, la intensidad estimada para el sismo alcanzó de VIII a X grados en la escala de Mercalli modificada. La diversidad en la intensidad y distribución de daños es una manifestación de los efectos de sitio, esto se debe a las características físicas del terreno. El estudio de los efectos de sitio requiere la integración de múltiples factores que condicionan los procesos de amplificación sísmica, tales como, la morfología y profundidad del basamento rocoso, así como el grado de compactación y la profundidad del nivel de saturación de los suelos. 877 depósitos fluviales de arenas del río Bío-bío, dan origen a la unidad identificada como Depósitos coluviales (PlHc) de edad Pleistoceno-Holoceno. Llanura: Terrenos de muy baja altitud y poca pendiente. Se pueden distinguir dos subunidades, una Llanura litoral y la Terraza fluvial del río Bío-bío. La Llanura litoral está formada por depósitos de terrazas marinas bajas (PlHtm) y dunas de edad PleistocenoHoloceno, que corresponden a paleo líneas de costa. En esta llanura se concentra una cantidad considerable de población, expandiéndose las zonas residenciales hacia el sur. En los faldeos occidentales de la Cordillera de Nahuelbuta se tiene una llanura aluvial o de humedales costeros, en los cuales desagüan las quebradas que disectan los cordones cordilleranos y desembocan cerca de depósitos dunarios. Aquí las aguas provenientes de la cordillera de la costa, se acumulan al llegar a la llanura debido a la obturación del drenaje generada por los depósitos dunarios. Estos humedales costeros y vegas (Hlo) de edad Holoceno, están formados por arcillas, limos y arenas finas a muy finas, con alto contenido de materia orgánica, siendo las unidades más importantes el humedal Los Batros, por donde desagüa la laguna Grande de San Pedro, y la laguna Junquillo, hacia el suroeste del área de estudio. Los depósitos fluviales del río Bío-bío (PlHfb), están formados por sedimentos fluvio-deltaicos del río Bío-bío, donde predominan las arenas negras del río Bío-bío (derivadas de lavas basálticas del Volcán Antuco), de edad Neógeno hasta el Reciente. Daños observados producto del terremoto del 2010 (MW 8,8) La ciudad de San Pedro de la Paz, no sufrió los efectos del tsunami posterior al terremoto, aquí los daños más importantes, fueron causados por fenómenos de amplificación sísmica y licuefacción de suelos. Estos daños se concentraron en zonas de humedales que habían sido rellenados y ocupados con fines habitacionales. La ocurrencia de licuefacción con un evento sísmico, es condicionada por varios factores, los principales son: el origen del suelos, es decir, que tenga poca compactación; la distribución del tamaño de los granos, suelos de grano homogéneo, con alta porosidad efectiva; profundidad de las aguas subterráneas, a mayor saturación mayor capacidad de licuarse; edad del depósito, suelos jóvenes que no han sido compactados; amplitud y duración de la vibración, depende de la profundidad y magnitud del sismo desencadenante; peso del recubrimiento y profundidad del suelo, debido a que las presiones entre poros aumentan con la profundidad, por lo que el proceso ocurre normalmente a profundidades menores de 9 metros. En la comuna de San Pedro de la Paz, los sectores más afectados por este fenómeno corresponden las riberas del río Bío-bío y de los cuerpos de aguas superficiales como lagunas y esteros, así como las extensas zonas de humedales y el borde costero. Estos sectores reúnen las condiciones mencionadas anteriormente, correspondiendo a extensos depósitos de materiales arenas medias a finas saturadas en agua, con niveles de aguas subterráneas muy cercanas a la superficie del terreno (Hna). Método de adquisición y análisis de los datos Registro de microtrepidaciones: La adquisición de datos de microtrepidaciones se realizó con el sismómetro portátil de tres componentes marca Tromino. Se logró el registro de microtrepidaciones de buena calidad en 227 sitios, que representan toda el área de estudio y especialmente las zonas con suelos poco consolidados y llanos que corresponden a zonas residenciales y de expansión urbana. Los sitios de medición fueron posicionados con GPS, y seleccionados según una distribución espacial lo más homogénea posible teniendo en cuenta las limitantes topográficas, recintos privados sin acceso y fuentes de ruido cercanos. Para determinar el período predominante de vibración del suelo se utilizó el método de Nakamura (Yauri, 2006). Éste método se basa en relacionar los espectros de Fourier de las componentes horizontal y vertical del registro de microtrepidaciones adquiridos en superficie. La relación espectral que se utiliza es H/V, donde H es promedio de los espectros horizontales (N-S y E-W) y V es el espectro vertical del registro. Los registros tuvieron una duración de 12 minutos y una tasa de muestreo de 512 (Hz). Estas medciones se analizaron con el software Grilla, en el rango de frecuencias de 0-10 Hz y se aplicaron diversas funciones de ventana como también funciones de suavizado. Con esto se logró hallar la frecuencia predominante y por consiguiente el período predominante del lugar (función inversa de la frecuencia). 3 Resultados El mapa de microzonificación sísmica que se muestra en la figura 2, se elaboró una vez verificada la consistencia de los datos al correlacionar los resultados de períodos predominantes con la geología del área de estudio. Luego se delimitaron zonas homogéneas, interpolando los puntos de períodos predominantes obtenidos mediante el método de Nakamura, sobre una superficie interpolada con una grilla de promedio radial de cuatro colores e isolíneas de períodos predominante. Finalmente modelando sobre la figura que incluye las tres fuentes de información (periodos predominantes, modelación computacional de zonas e isolíneas) se realizó la microzonificación que se observa en la figura 5. En ella se delimitan áreas con rangos homogéneos de períodos predominantes, siguiendo las tendencias de las interpolaciones. Los resultados muestran una buena 878 correlación con la geología del área y algunos puntos anómalos de muy bajo período (Zona IV) ubicados en la llanura, podrían indicar la presencia de rocas muy cerca de la superficie en estas zonas. Una situación similar se observa en el sector de Bayona, sobre los rellenos del humedal Los Batros, en los cuales se produjeron severos daños en viviendas e infraestructura, donde el sector corresponde de acuerdo a la zonificación a una zona III, con períodos entre 0,5 y 1,0 s. Estos resultados indican que la influencia de la profundidad del nivel freático y la compactación de los niveles superficiales del suelo son factores que condicionan la ocurrencia de licuefacción más allá de las características de sitio representadas en la frecuencia natural de vibración del suelo. 4 Conclusiones La microzonificación sísmica presenta muy buena correlación con el mapa geológico, lo cual indica que la frecuencia fundamental de vibración, representa una propiedad intrínseca de los materiales, vinculada directamente con su rigidez. Los fenómenos de licuefacción sin embargo, no fueron detectados, como variaciones en el periodo de vibración fundamental del terreno. Este es el caso del sector de la ribera del río Bío-bío donde se observó una intensa propagación lateral, sin embargo, en la microzonificación corresponde a una zona IV, con períodos entre 0,1 a 0,5 s. 5 Referencias YAURI Alodia, Sheila, 2006. Universidad de Nacional de San Agustín, Perú. Microtremores [en línea]. [Fecha de consulta: 15 de Febrero de 2012]. Disponible en: http://www.igp.gob.pe/sismologia/servicios/biblioteca_ cndg/compendio/rev2005.pdf/cndg_sheila_ver2. Figura 1: Se identifican las diferentes unidades geológicas. Han; Depósitos antrópicos Sector Bayona Hlo; Humedales y vegas PlHc; Depósitos coluviales PlHfb; Depósitos fluviales del río Biobío PlHtm; Depósitos de terrazas marinas MiPltm; Estratos Molino del Sol PzSE; Basamento metamórfico Serie Oriental Figura 2: Muestra la ubicación de los puntos de registro de microtrepidaciones y la microzonificación elaborada en base a los períodos predominantes. Al comparar con la Figura 3, se puede apreciar la correlación existente con la geología, aquí las zonas rocosas de la cordillera de Nahuelbuta presentan los períodos predominantes más bajos (Zona IV), mientras los períodos mayores (Zona I) corresponden a depósitos de terrazas marinas, en las cuales la potencia del relleno sedimentario saturado en agua, es mayor a 200 m. Se observa que el límite oriental de la zona IV corresponde al río Biobío, en este caso los depósitos coluviales y rellenos artificiales que se ubican en las riberas del río, no se ven representados por la microzonificación debido a que la cordillera de Nahuelbuta enmascara la vibración de los suelos blandos. 879 Lecciones de los tsunamis del 27-2-2010 y 12-3-2011 en la bahía de Coliumo (36,6ºS) Jorge Quezada*, Edilia Jaque, Alfonso Fernández, Arturo Belmonte, Carolina Martínez Universidad de Concepción, Casilla 160-C, Concepción, Chile * E-mail:
[email protected] Resumen. La Bahía de Coliumo abierta hacia el norte, recibió el impacto directo del tsunami del 27 de febrero de 2010 cuya fuente principal se encuentra al norte. La escasa superficie y profundidad de la bahía, no pudieron acomodar el gran volumen de agua entrante, llegando el agua hasta la base de los cerros que constituyeron una barrera en la propagación, quedando como único espacio libre la vertical, provocando un runup de 10 m que devastó Dichato. El tsunami de Japón afectó también la Bahía de Coliumo ya que vino del norte y penetró principalmente por el estero Coliumo al ser una depresión topográfica que facilita la penetración del tsunami. Debe considerarse que los tsunamis no se propagan frente al litoral chileno, sino más bien en forma lateral u oblicua y la orientación de las bahías puede favorecer que el tsunami penetre directamente por ellas. Palabras Claves: Tsunami, Coliumo, dirección, barrera 1 Introducción La Bahía de Coliumo de la región del Biobío (36,5°S) tiene una morfología en planta en forma de U, un ancho de 1,9 km, largo 2,3 km y una profundidad menor a 100 m. El borde sur y oriental lo constituye la Cordillera de la Costa y el borde occidental la Península de Coliumo, existiendo una planicie de 500 m en la parte sur donde se localiza el balneario de Dichato. Al NE se localiza el balneario de Pingueral y al NW la caleta Coliumo por donde desemboca el estero Coliumo cuyo valle se prolonga con trazado sinuoso hacia el sur de la bahía (Fig. 1). La Bahía de Coliumo fue afectada por los tsunamis de 2010 y 2011 (generado en Japón). Dichato fue una de las localidades más afectadas por el tsunami del 27 de febrero de 2010 con un runup de 10 m. La Bahía de Coliumo se considera como caso de estudio para comprender que factores contribuyen a la amplificación de un tsunami y daño asociado ya que en Chile existen otras bahías con una morfología similar. 2 Tsunami del 27 de febrero de 2010 El 27 de Febrero de 2010 a las 3:34 hrs., se produjo un terremoto Mw=8,8 con epicentro a los 36.29ºS/73.24ºW e hipocentro a 30 km de profundidad a 35 km al norte de la bahía de Coliumo. El terremoto tuvo dos asperezas sísmicas o segmentos de ruptura. La primera ruptura entre Cobquecura y Tirúa (36°S-38,6°S) y un minuto más tarde, una segunda ruptura mayor, localizada en la parte más superficial del contacto interplaca entre 33°S y 36°S. Consecuencia del alzamiento del fondo marino, se generó un tsunami mayor que tuvo varios trenes de olas y en la Región del Biobío, fueron tres. En varias localidades afectadas, la dirección de proveniencia de las olas era distinta evidenciando que los dos segmentos de ruptura generaron su propio tsunami (Fig. 2). En efecto, en Iloca, Duao y La Pesca (35ºS), fueron dos olas a las 4:10 y 5:10 hrs., la primera vino del S y la segunda del N. En Constitución (35,3ºS), Pelluhue y Curanipe (35,8ºS), las dos primeras olas a las 4:10 y 5:15 hrs vinieron sur y la tercera ola y mayor vino del norte a las 6:30 hrs. En Cobquecura (zona epicentral, 36,2ºS), se observó una división del mar al norte y sur a las 4:10 hrs, y la tercera ola a las 7 hrs. se propagó lateralmente de N a S. En la Bahía de Concepción, las dos primeras olas vinieron del N y afectaron la costa occidental (Talcahuano y Tumbes) a las 4:15 hrs y 5:20 hrs., y la tercera ola a las 8 hrs. vino del N pero afectó principalmente la costa oriental, específicamente Penco y Lirquén. En el Golfo de Arauco, las primeras olas penetraron desde el Océano Pacífico hacia el Golfo de Arauco desde el SW y la tercera ola se propagó por la parte central de NE a SW pasadas las 8 hrs. afectando las localidades situadas al sur como Laraquete, Tubul y Llico. En Tubul, el rompeolas de 4 m fue sobrepasado en 4 m por el agua quedando la caleta devastada y el tsunami penetró varios kilómetros por el río Tubul estrellándose algunos botes con los pilotes del puente colapsado por el terremoto. Debido a la propagación lateral de N a S, las localidades del borde oriental del Golfo de Arauco quedaron protegidas por la Península de Hualpén, y la Isla Santa María y Punta Llavapié, tuvieron pocos daños al estar situadas más al W del eje de propagación principal del Tsunami (Fig. 2). En Tirúa y la Isla Mocha (38,4ºS), fue sólo una ola a las 4:10 hrs. que las afectó, pero con significativos efectos. En Tirúa tuvo un runup de 6 m pero el impacto con los acantilados provocó salpicaduras con alturas mucho mayores y en la Isla Mocha, el runup fue de 21 m arrastrando bloques de arenisca de 4 m de diámetro y varias toneladas de peso. En la Bahía de Coliumo, el tsunami comenzó pasadas las 4 hrs. con varios trenes de olas que reventaron inundando la zona más próxima del litoral de Dichato. La población había evacuado hacia los cerros a pesar de que por radio se informaba que no iba a ocurrir un tsunami, la mayoría de la población sabía que un terremoto grande puede generar un tsunami y autoevacuó. Alrededor de las 6 hrs., muchas personas regresaron a sus casas pensando que el tsunami 880 había pasado. A las 7 hrs. se manifestó la tercera ola en la forma de una corriente turbulenta que se propagó de norte a sur. En Coliumo y Pingueral el runup fue de 6m y afectó algunas casas de madera. En Pingueral las casas de concreto resistieron relativamente bien pero el agua quebró los vidrios inundándose, algunas casas de madera instaladas sobre bases de hormigón, fueron removidas. En Coliumo, fueron afectadas las casas más próximas al litoral y el tsunami penetró hasta 3 km aguas arriba por el estero Coliumo ocupando todo el ancho del valle, 300m y arrastrando algunos pesqueros hasta más de 2 km aguas arriba (Fig. 1). Pero fue Dichato la localidad más afectada. El runup fue de 10 m y el nivel del agua llegó incluso hasta el segundo piso de las casas. El agua cubrió toda la parte plana de la localidad y ascendió algunos metros en la base de los cerros de la Cordillera de la Costa que la bordean. La resaca fue tanto o más violenta que la llenante con una corriente turbulenta que arrastró mar adentro muchas casas de madera, muebles, vehículos entre muchos escombros. Luego del tsunami, la devastación fue mayor, muchos pesqueros quedaron encima de las casas destruidas y arrastradas por el tsunami. Las casas de hormigón también fueron afectadas pero no tanto como las de madera, aunque muchas fueron destruidas también. Los dos edificios grandes fueron afectados hasta el segundo piso. En general, la parte plana de Dichato quedó eriaza existiendo muchos escombros. Figura 1. Izq. Imagen satelital Quickbird de la Bahía de Coliumo siendo afectada por la tercera ola del tsunami de 2010. Se observa la penetración por el estero Coliumo a la izq. que dejó un pesquero en la posición de la estrella blanca (fotografia derecha inferior). Se distingue la inundación total de Dichato. Derecha superior: daño típico, pesquero sobre casa. 2 Tsunami del 12 de marzo de 2011 El 11 de Marzo de 2011 a las 05:46:24.3 (UTC), ocurrió un terremoto Mw=9 en Japón con epicentro a 16.950 km al NW de la bahía de Coliumo. Se generó un tsunami mayor que afectó en Japón a varias bahías de morfología similar a la Bahía de Coliumo. En algunos casos, la llenante también se manifestó en la forma de corriente turbulenta, en otros casos, ocurrió una rompiente de gran altura y luego el surf (barra espumosa) se propagó al interior en la forma de corriente turbulenta arrastrando todo a su paso. El tsunami se propagó por el Océano Pacífico, arribando a las costas chilenas en promedio a las 2 hrs. (5 UTC) del 12 de marzo de 2011, con varios trenes de ondas según se observa del registro de varios mareogramas entre Arica y Chiloé (http://www.ioc-sealevelmonitoring.org/list.php). Las amplitudes máximas se alcanzaron con los trenes de ondas que arribaron entre las 3 y 14 hrs. con 2 m en promedio; el mareograma Talcahuano registró 8 olas principales separadas por una hora. La batimetría y morfología litoral generaron distintos efectos y al igual que en el terremoto del 27 de febrero de 2010, las bahías abiertas al norte de la Región del Biobío fueron las más sensibles. En Talcahuano, se inundó parte de la caleta los Morros y en Tubul, el tsunami penetró por el río arrastrando varios botes. Otras zonas de Chile fueron también afectadas. En Puerto Viejo (27,3ºS) inundó la parte plana con runup 4 m. En Algarrobo (33,3ºS), fueron arrastrados yates, quioscos y con daños importantes en el muelle. En Corral (39,9ºS) fueron dos olas importantes desde las 3 hrs. que penetraron 100m, un bote quedó atravesado a 2,5 m de altura en la escalera del muelle y las calles más cercanas al mar fueron inundadas; la Isla del Rey fue muy afectada y la corriente se llevó el muelle. Todas estas localidades tienen un litoral con embahiamientos hacia el NW recibiendo directamente el frente de ondas del tsunami desde Japón. En la bahía de Coliumo, el mayor runup se midió en la Caleta Coliumo, 4 m penetrando la corriente más de 200m por el estero Coliumo y arrastrando algunos botes y pesqueros hacia el interior, incluso se removieron algunos pesqueros varados luego del tsunami de 2010 (en forma análoga al buque Wateree en Arica arrastrado por los tsunamis de 1868 y 1877). Otros objetos como casetas también fueron arrastrados. En Dichato, el runup fue de 3,5 m y afectó la zona oriental (Villarrica), de menor cota inundando casas, restaurantes y arrastrando varios botes menores. El tsunami penetró por el estero Dichato y la altura de la inundación quedó registrada por las algas marinas que quedaron adheridas en la rejilla de la baranda del puente mecano. En la parte plana no quedaba nada más por destruir luego de la devastación del año anterior. Dada la evacuación del litoral chileno decretada por las autoridades, no hubo víctimas fatales. Luego de ambos tsunamis, Dichato está siendo reconstruido y en el nuevo plan regulador, se considera un muro protector, una franja de seguridad litoral, arborización y reconstrucción con viviendas tipo palafitos “resistentes a los tsunami” aún cuando como es común en estas situaciones, algunos lugareños con casas y negocios que estaban próximos al litoral, desean reconstruir en el mismo lugar. 3 Discusión y conclusión El tsunami del 27 de febrero de 2010 tuvo una magnitud importante en la Bahía de Coliumo. Ello se debió a que el tsunami se propagó desde el norte penetrando en la bahía. Las bahías amplifican las ondas de tusnami (el vocablo original japonés tsunami significa ola en la bahía), siendo 881 más amplificadoras aquellas con morfología en planta en forma de U o V y la Región del Biobío tiene tres bahías con esa configuración: Golfo de Arauco, Bahía de Concepción y Bahía de Coliumo (Quezada, 2000). Sin embargo, el elevado runup y devastación en la Bahía de Coliumo, en comparación con otras localidades y bahías similares, requiere una explicación adicional. Ello se debe a que en todo el borde sur, existen cerros que constituyeron un límite para la expansión horizontal del agua. Debido también al área relativamente pequeña de la bahía y su baja profundidad, no pudo acumular en un corto tiempo el gran volumen de agua que penetraba a gran velocidad y los únicos espacios libres eran el estero Coliumo y en la vertical (Fig. 1). Debido a su estrechez, el valle de este estero sólo permitió una evacuación muy pequeña del volumen de agua que penetró por la Bahía de Coliumo de modo que sólo pudo ser acomodado en la vertical aumentando la altura de inundación. El extremo sur de la Bahía de Concepción es plano de modo que el tsunami penetró 2,3 km hacia el interior, pero con un runup menor a 5 m. En sus extremos SW (Talcahuano) y SE (Lirquén), los cerros detuvieron localmente el agua la que sólo pudo acomodarse en la vertical. Ello explica también el mayor runup de los tsunamis de 1570, 1657, 1730 y 1751 en la antigua ciudad de Concepción en Penco. Estos tsunamis fueron mayores al de 2010, cubriendo el tsunami toda la parte plana deteniéndose en los cerros, acomodándose desde ese momento, el volumen de agua en la vertical. Si una bahía se encuentra abierta directamente en la dirección de proveniencia del tsunami, el efecto es mayor. Esto quedó demostrado en los tsunamis de 2010 y 2011. Entonces, considerando las numerosas bahías que se encuentran en Chile, debe tenerse en cuenta las fuentes tsunamigénicas posibles las que pueden estar en el otro extremo del globo como ocurriera en Kamchatka 1952 y Japón 2011. Es evidente el hecho que el terremoto de 2010, tuvo al menos tres fuentes tsunamigénicas considerando la diección de propagación del tsunami (Fig. 2). El segmento norte de la ruptura tuvo una fuente grande y el segmento sur, una fuente relativamente pequeña al norte de la Península de Arauco y otra localizada pero mayor al sur de ella. Esto debido a que la Península de Arauco es un relieve emergido cercano a la fosa y le resta área al fondo marino que se levanta inhibiendo el tsunami. A lo largo de toda una ruptura sísmica no se genera tsunami. La magnitud de la ruptura es irregular y el tsunami ocurre en zonas donde el deslizamiento es mayor y si éste ocurre en una posición más superficial del plano de subducción transmitiendo la deformación en mayor proporción a la superficie. Además si el litoral se encuentra lejos de la fosa, toda el área de levantamiento cosísmico está bajo el mar, y por lo tanto, es un potencial para generar tsunamis grandes. Estas condiciones la tuvo el segmento norte de la ruptura de 2010 donde el litoral frente a Constitución (3535,3ºS) se hundió durante el terremoto de 2010 y la ruptura fue más superficial, razón por la cual, la tercera ola del tsunami fue mayor. (Configuraciones similares ocurrieron en los terremotos de 1868 y 1877 en Arica, 1575 y 1960 en Valdivia así como en el terremoto de 2011 en Japón donde el litoral se hundió y tuvieron tsunamis grandes). No se puede considerar entonces que los tsunamis van a venir siempre del W frente al litoral, la propagación lateral u oblicua es más frecuente y debe ponerse especial atención a la orientación de las bahías. En este contexto, es relevante destacar el caso de la Bahía de Valparaíso (33ºS), muy poblada donde se localizan actividades económicas, políticas y estratégicas importantes de Chile. Los tsunamis de 1960 y 2010 por venir del sur, fueron protegidos por la Punta Curaumilla, los tsunamis que vinieron del W como 1906 y 1985 fueron protegidos en forma parcial, pero el gran tsunami de 1730, vino del norte, posiblemente desde el sur de La Serena (~31ºS, 200 km al norte) y sucedió lo mismo que en Dichato, la Bahía de Valparaíso abierta al N, con una superficie plana escasa y cerros al sur que detienen el agua, el único espacio libre para acomodar toda el agua que vino desde el N fue la vertical, teniendo un runup de 10 m. Los esteros y ríos que desembocan en bahías y en el mar en general, son depresiones topográficas que propagan el tsunami hacia el interior. La tardía llegada de la tercera ola, 3-4 hrs. en la zona epicentral, evidencian que es necesario realizar una evacuación por un período de varias horas. Finalmente, considerar que un muro de protección de al menos 3 m de altura va a inhibir un tsunami en una bahía es un hecho falso. El caso de Tubul o varios otros similares en Japón en que se sobrepasaron, son relevantes pudiendo lograr sólo un represamiento temporal que después puede aumentar el daño. La experiencia de los tusnamis de 2010 y 2011 en la Bahía de Coliumo y otras similares en la Región del Biobío, debe servir para mitigar posibles daños y pérdidas en otras localidades similares en el litoral de Chile. Figura 2. Fuentes del tsunami de 2010 inferidas a partir de la dirección de propagación de las olas. Elipse gris: primera ola, elipse negra: tercera ola. Referencias Quezada, J. 2000. Peligrosidad de tsunamis en la zona de Concepción. In Congreso Geológico Chileno Nº10, Actas 1: 92-96. Puerto Varas. 882 Peligro Sísmico Probabilístico y Determinístico en el Segmento Norte de la Región del Maule, entre los 34º55’ y 35º40’S, Chile Centro-Sur. Alejandro Alfaro S. 1. Depto. de Geología, Facultad de Ciencias Físicas y Matemáticas, Universidad de Chile. Plaza Ercilla 803, Santiago. * E-mail:
[email protected] Resumen. Se estudia el peligro sísmico probabilístico y determinístico en la zona comprendida aproximadamente entre los ríos Teno-Mataquito al norte y Maule por el sur. Para ello se desarrollan modelos en los cuales se identifican y caracterizan las fuentes sísmicas, Interplaca oceánica, Intraplaca y fuente cortical, en base al estudio de catálogos sísmicos y de los rasgos tectónicos de la región. Los resultados son presentados en función de la aceleración horizontal máxima (PGA) tanto para el modelo probabilístico que considera las fuentes Interplaca e Intraplaca oceánica y para el modelo determinístico que sólo contempla la fuente cortical para fallas con algún grado de potencial sísmico. Palabras Claves: Peligro sísmico, peligro geológico, Región del Maule. 1 1 Introducción La intensa actividad sísmica de Chile, producto de la dinámica de placas convergentes hace necesario el análisis cuantitativo de la amenaza sísmica asociada a la subducción misma, así como la caracterización de la cinemática y dinámica de las fallas potencialmente activas. En este contexto, la región del Maule resulta interesante de estudiar, principalmente por los grandes efectos sufridos durante el terremoto del 27 de Febrero de 2010. Además, la ausencia de estudios relacionados con la sismotectónica de la zona, permite abrir espacios hacia la aplicación de herramientas y metodologías que ayuden a entender el comportamiento sísmico de esta región. Este trabajo tiene por objetivo determinar el peligro sísmico probabilístico y determinístico en el segmento norte de la Región del Maule, identificando y caracterizando las principales fuentes sismogénicas de la zona con el fin de elaborar mapas de peligro sísmico en razón de la aceleración horizontal máxima (PGA) y que consideren el tipo de fuente, sus parámetros sísmicos y, en particular, para estructuras corticales su grado de actividad (Alfaro, 2011). Sismológico Nacional (http:// ssn.dgf.uchile.cl). Así, se definieron las fuentes Interplaca e Intraplaca oceánica de acuerdo a la geometría del slab subductado, además de los parámetros sísmicos de productividad (a), coeficiente b, periodo de recurrencia y leyes de atenuación según fórmulas propuestas por Ruiz y Saragoni (2005). Estos datos fueron trabajados y modelados utilizando el software CRISIS 2007 (Ordaz et al., 2007). El análisis del peligro sísmico determinístico se enfocó en la identificación y caracterización de aquellas estructuras geológicas que pudieran presentar algún grado de actividad sísmica. Se definen fallas activas, aquellas con evidencias geológicas o instrumentales que indiquen movimiento dentro de los últimos 10.000 años. Fallas potencialmente activas, con indicios de movimiento durante el Cuaternario. Fallas capaces, orientadas favorablemente con el régimen global de esfuerzo inter-sísmico o cosísmico. Fallas reactivadas en eventos mayores, aquellas que que generan desplazamientos, pero no terremotos. Finalmente se calculó el peligro determinístico para las fallas activas, potencialmente activas y capaces, en función de las variables propias de cada fuente cortical según mecanismo, geometría y aplicando leyes de atenuación desarrolladas por Ambraseys y Douglas (2003). 3 Resultados En primer lugar se definen zonificaciones de peligro en base al PGA, con grados bajo (0-10%g), moderado (1025%g), alto (25-40%g) y muy alto (>40%g). El modelo probabilístico, utilizado para terremotos Interplaca e Intraplaca oceánica y desarrollado desde un punto de vista regional, se basa en el cálculo de los parámetros sísmicos de cada fuente a través de la ley Gutenberg – Richter. A partir de esta relación, los valores obtenidos para el coeficiente b en ambas fuentes son 0,862 para Interplaca y 0,961 para Intraplaca. La productividad sísmica (a), para la fuente Intraplaca es levemente mayor que en la fuente Interplaca, 4.368 y 4.067 respectivamente, siendo coherente con el mayor registro sísmico de uno con respecto al otro. El cálculo de peligro probabilístico realizado con el programa CRISIS 2007, con un 10% de probabilidad de excedencia en PGA para una vida útil de 50 años, refleja el elevado peligro que generarían los terremotos Interplaca en la zona costera del área de estudio con valores máximos de PGA iguales a 0.49g, 0.51g y 0,48g en las ciudades de Constitución, Pichilemu y 2 Metodología Para el análisis de peligros sísmico probabilístico se calcularon leyes Gutenberg-Richter particulares para la zona de estudio, con una base de datos filtrada y normalizada a partir de la información de los catálogos NEIC, SISRA (http://earthquake.usgs.gov) y del Servicio 883 Curepto, respectivamente. Sin embargo, como es de esperar, estos valores disminuyen hacia el este, observando aceleraciones entre 0,29 – 0, 34g en las ciudades de Curicó, Linares, Molina y Talca (Figura 1a). Para la fuente Intraplaca oceánica en tanto, con igual probabilidad de excedencia, se espera una aceleración horizontal máxima de 0,42g correspondiente a un grado “muy alto” de peligro. Similar a lo que ocurre en la mayoría de los terremotos Interplaca oceánica, se observa que los valores más altos en PGA se encuentran en el valle central. En este caso, la superficie afectada por un peligro “muy alto”, entre los ríos Teno-Mataquito y Maule, sería ~4.600 km2, bastante mayor que el área de similar peligro para terremotos Interplaca, ~2.450 km2 (Figura 1b). El modelo probabilístico final, obtenido para ambas fuentes en conjunto, resulta en valores máximos de 0.52g en Constitución y Pichilemu para un periodo de retorno de 475 años (Figura 1c) El análisis de peligro asociado a la fuente Cortical se desarrolló mediante la metodología determinística, la cual se prefirió antes que un análisis probabilístico principalmente por falta de registros sísmicos completos para esta fuente, sobre todo en la Cordillera de la Costa de la zona de estudio. Por esta razón es imposible calcular leyes de productividad adecuadas, lo cual es fundamental para evaluar probabilísticamente el problema. Este análisis se sustenta en el estudio sismotectónico de las fallas geológicas a fin de definir cada estructura según su actividad tectónica y potencial sísmico. En la zona de estudio, las estructuras presentan orientaciones preferenciales NS a NE en la Cordillera Principal y NNE a NW en la Cordillera de la Costa. Además, destacan lineamientos mayores que delimitan los márgenes oriental y occidental de la Depresión Intermedia. Las estructuras de mayor importancia corresponden a la proyección sur de la Falla Pocuro – San Ramón (potencialmente activa), Falla Pichilemu (activa), Falla El Fierro (activa), Falla Infiernillo – Los Cipreses (potencialmente activa), sistemas NW en la Cordillera de la Costa (potencialmente activos) y lineamientos en el borde occidental de la Depresión Intermedia (potencialmente activos). Las aceleraciones máximas obtenidas son de 0,65g correspondiente a un grado de peligro “muy alto” en las fallas El Fierro y la proyección sur de la Falla Pocuro – San Ramón. Este grado de peligro se extiende hasta 11 km desde sus trazas. Para la Falla Pichilemu se espera una aceleración horizontal máxima de 0,54g con una zonificación de peligro “alto” hasta 16 km desde la traza. Lo mismo ocurre para los lineamientos al oeste de la Depresión Central, donde los centros urbanos más afectados serían Talca y Molina con aceleraciones entre 0,46 y 0,51g. Finalmente en el sistema Infiernillo – Los Cipreses se calculo un máximo de 0,52g (Figura 1d) aristas independientes respecto del peligro sísmico probabilístico y determinístico. Luego, el análisis efectuado consta de una parte regional, como manifestación directa del proceso de subducción, el cual se desarrolla a partir del estudio de los terremotos Interplaca e Intraplaca oceánica, con el objetivo de generar un modelo probabilístico utilizando el programa computacional CRISIS 2007. El comportamiento local está únicamente determinado por las estructuras activas, potencialmente activas y capaces, es decir aquellas que tienen algún potencial sísmico y cuyo peligro es estudiado con el método determinístico. Cabe enfatizar que el modelo probabilístico no debe ni puede compararse directamente con el modelo determinístico pues son estudios con un desarrollo distinto aun cuando los resultados se entregan en función de un mismo parámetro (PGA). Al comparar los resultados de productividad sísmica con trabajos anteriores (e.g. Algermissen et al. 1992, Leyton et al. 2009) se observan claras diferencias que pudieran significar que la productividad de la zona de estudio es menor que en otras regiones de Chile, sin embargo la aplicación de metodologías diferentes será un punto crítico al momento de realizar tales comparaciones. Finalmente, resulta necesaria la aplicación de metodologías en detalle para cada localidad, que permitan cuantificar como afecta una estructura activa respecto de una potencial o capaz, y en función de esto generar modelos probabilísticos comparables al estudio regional. Además, es necesario establecer los efectos que pueden tener la topografía, los tipos de suelo, la profundidad de basamento, entre otros, respecto de la amplificación de las ondas sísmicas o efecto sitio, el cual no se considera en este trabajo. Agradecimientos Se agradece a la profesora Msc. Sofía Rebolledo Lemus por su colaboración y apoyo en el desarrollo de este estudio. Referencias Alfaro, A. 2011. Peligro Sísmico en el Segmento Norte de la Región del Maule, Chile. Memoria de Título, Universidad de Chile, Departamento de Geología: 141 p. Algermissen, S.T., Kausel, E., Hanson, S., Thenhaus, P.C. 1992. Earthquake hazard in Chile. Revista Geofísica 37: 195-218. Ambraseys, N. y Douglas, J. 2003. Near-field horizontal and vertical earthquake ground motions. Soil Dynamics and Earthquake Engineering, 23: 1-18. Leyton, F., Ruiz, S., Sepúlveda, S. 2009. Preliminary re-evaluation of probabilistic seismic hazard assessment in Chile: from Arica to Taitao Peninsula Advances in Geosciences 22: 147-153. Ordaz M., Aguilar A., Arboleda J. 2007. “Program for computing seismic hazard: CRISIS 2007 V1.1”, Institute of Engineering, UNAM, México. Ruiz, S. y Saragoni, G. 2005. Fórmulas de atenuación para la subducción de Chile considerando los dos mecanismos de sismogénesis y los efectos del suelo. Congreso Chileno de Sismología e Ingeniería Antisísmica N° 9, Concepción. 4 Discusión y Conclusiones La definición y separación de distintos tipos de fuente sismogénica permitió abordar el problema a través de dos 884 Figura 1. Mapas de Peligro sísmico en función de la aceleración horizontal máxima (PGA). A) Mapa probabilístico para fuente Interplaca para un periodo de retorno de 475 años. B) Mapa probabilístico para fuente Intraplaca oceánica en un periodo de retorno de 475 años. C) Mapa conjunto, fuentes Interplaca e Intraplca oceánica en un periodo de retorno de 475 años. D) Mapa de Peligro Sísmico Determinístico para fuentes corticales (fallas activas, potencialmente activas y capaces). 885