FACULTAD DE GEOLOGIA, GEOFISICA Y MINAS Universidad Nacional de San Agustín de Arequipa
DELIMITACION DE TRAZA DE DE FALLA CHOLOLO EN EL ALGARROBAL, ILO, MOQUEGUA MOQUEGUA
Coordinador: Dr. Alberto Aranibar Rosas, CIP: 36006
Integrantes: Ing° Pablo Meza Arestegui, CIP: 57175 Ing° Salomé Chacón Arcaya, CIP: 94267 Ing° Jose CampanoFrisancho, CIP: 74083
Arequipa - 2012
INDICE
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Resumen 1: INTRODUCCI INTRODUCCION ON .............................. .............................................. .............................. .............................. ................................ ........................ ........ 1 1.1: GENERALIDADES........................................................................................... 1 1.2: OBJETIVOS ...................................................................................................... 1 1.3: METODOLOGÍA .............................................................................................. 1 1.4: UBICACIÓN DEL AREA DE TRABAJO ......................................................... 2 1.5: TRABAJOS CONSULTADOS .......................................................................... 3 2: MARCO TEORICO .................................................................................................. 4 2.1: DEFINICIONES ................................................................................................ 4 2.2: INVESTIGACIONES REFERIDAS A DETERMINAR FALLAS ACTIVAS ... 5 2.3: RELACION COM CODIGOS EXISTENTES.................................................... 9 3: MARCO GEOLOGICO .......................................................................................... 16 3.1: CLIMA CLIMA ................................. ............................................... .............................. ................................ .............................. ............................. ............... 16 3.2: HIDROLOGÍA ................................................................................................ 16 3.3: UNIDADES MORFOLÓGICAS ...................................................................... 17 3.3.1 Franja Litoral .............................................................................................. 19 A. Playa.............................. ............................................ .............................. ................................ .............................. ............................. ............... 19 B. Terraza Terraza ............................... ............................................. .............................. ................................ ............................... ........................ ......... 19 C. Piedemonte del Litoral .............................................................................. 20 3.3.2: Cordillera de la Costa ................................................................................ 21 3.3.3 Planicie Costanera ...................................................................................... 22 3.3.4 Andes Occidentales .................................................................................... 23 3.4: Unidades Litoestratigraficas ............................................................................. 23 3.4.1 Rocas Sedimentarias ................................................................................... 23 3.4.2 Rocas Intrusivas ........................................................................................ 25 3.5: Marco Tectónico-Estructural ............................................................................ 26 3.6: Sismicidad ....................................................................................................... 29 3.6.1: Sismos Históricos ...................................................................................... 29 3.6.2: Tectonismo de la Región Andina ............................................................... 36 4: REVISION DE ESTUDIOS ANTERIORES ........................................................... 40
4.1: Trabajo INGEMMET ....................................................................................... 40 4.2: Trabajo Audin - IRD ........................................................................................ 41 4.3: Trabajo UNSA - PNUD.................................................................................... 42 4.4: Trabajo COOPI .................................................. ¡Error! Marcador no definido. 4.5: Trabajo Recopilacion Municipio Distrital de El Algarrobal¡Error! Marcador no definido. 5: TRABAJOS DESARROLLADOS ................... ........ .................... ......... ¡Error! Marcador no definido. 5.1: Introduccion ..................................................................................................... 40 5.2: Inspeccion de Campo ....................................................................................... 41 5.3: Investigacion del Subsuelo ............................................................................... 42 5.4: Caracteristicas Geotecnicas del Sitio ................................................................ 42 5.5: Traza de la Falla Chololo ................................................................................. 43 6: CONCLUSION CONCLUSIONES ES .............................. .............................................. .............................. .............................. ................................ ...................... ...... 61 7: RECOMENDACIONES ......................................................................................... 62 8: REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS ..................................................................... 63 ANEXOS.............................. .............................................. .............................. ........................ .......... ¡Error! Marcador no definido.
INDICE DE FIGURAS
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Figura 1.1: Mapa de Ubicación del Área de Estudio (fuente Google Earth) ........................ 2 Figura 3.1: a) Mapa de temperatura máxima media mensual para Mayo del 2012 y b) Mapa de temperatura mínima absoluta mensual para Mayo del 2012 (fuente SENAMHI) ..................................................................................................................... 16 Figura3.2: Mapa de Drenaje del Área de Estudio ............................................................. 17 Figura 3.3: Principales Unidades Morfológicas por la Zona de Ilo (Sur del Perú) ............. 17 Figura 3.4: Ubicación de secciones transversales que atraviesan el área de estudio. .......... 18 Figura 3.5: Geoformas identificadas a partir de las secciones transversales. ..................... 18 Figura 3.6: Mapa Geológico Generalizado (adaptado del Ingemmet) ................................ 23 Figura 3.7: Perfil AA’ ...................................................................................................... 26 Figura 3.8: Ubicación y perfil DD’ en el Cerro Chololo (dirección NW – SE) .................. 26 Figura 3.9: Sistemas tectónico-estructurales en la región de estudio ................................. 27 Figura 3.10: Mapa Neotectónico actualizado del sur del Perú (Macharé et al., 2007) ........ 28 Figura 3.11: Isosistas del sismo del 15 de enero de 1958 .................................................. 33 Figura. 3.12: Isosistas del sismo del 13 de enero de 1960 ................................................. 35 Figura. 3.13: Isosistas del sismo del 23 de junio del 2001................................................. 36 Figura 3.14: a) Perspectiva del slab y posible geometría de la Placa de Nazca; b) Líneas de contorno del slab (Uribe, 2008) ................................................................................... 39 Figura 5.1: Mapa Geológico, versión 1964 (fuente: SGM) ............................................... 40 Figura 5.2: Mapa Geológico, versión 2000 (fuente: Ingemmet) ........................................ 40 Figura 5.3: Traza de las principales Fallas en Ilo (Audin et alle, 2001 - 2008) .................. 41 Figura 5.4: Traza de falla por estudio de la UNSA (2001) ................................................ 42 Figura 5.5: Traza de falla por estudio de la UNSA (2001) ................................................ 42 Figura 5.8: Traza de falla compilado por el Municipio de El Algarrobal (2012) ............... 43 Figura 5.9: Franjas de traza de falla Chololo, compiladas por el Municipio de El Algarrobal........................................................................................................................ 44 Figura 5.10: Compilación de todas las trazas .................................................................... 45 Figura 6.1: Zona urbana del Área Metropolitana San Luís Potosí-Soledad de Graciano Sánchez, México, donde se observan las fallas geológicas normales que atraviesan la ciudad. ............................................................................................................................. 10 Figura 6.2: Zona urbana de la ciudad de Irapauto - Mexico, donde se observan las fallas geológicas normales que atraviesan la ciudad. .................................................................. 12 Figura 6.3: Puntos de presión Las grietas y cuarteaduras de las calles son las señales más obvias de que una zona se encuentra sobre la falla. En la región de las montañas de San Gabriel, al norte de Los Ángeles, las calles se resienten por la compresión de las colinas producto de las presiones generadas en la falla. Así, el costado poniente de las montañas se desintegra, depositando unas 71 tn de desechos al año. Este material se desliza cada vez más cerca de Los Ángeles, como para recordar que, al menos en esta parte de California, "la civilización sobrevive por consentimiento geológico". ................. 14 Figura 7.1: Esquema básico de los métodos de resistividad .............................................. 49 Figura 7.2: Secuencia de medidas con dispositivo Wenner ............................................... 50 Figura 7.3: Se observan los valores de resistividad de las rocas más comunes, materiales de suelo y algunas sustancias químicas............................................................................. 51 Fiura.7.4: Etapas seguidas en el proceso de inversión eléctrica ......................................... 52
INDICE DE FOTOS
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Foto 3.1: Se observa las unidades Playa y terraza. ............................................................ 20 Foto 3.2: Obsérvese la Playa, Litoral y Piedemonte del litoral. ......................................... 21 Foto3.3: Obsérvese la Playa, Litoral, Piedemonte del litoral y la cadena de colinas. ......... 22 Foto 4.1: Perfil típico de la zona de estudio ....................... ¡Error! Marcador no definido.
INDICE DE CUADROS
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Cuadro 1: Formula de Capacidad Portante ......................... ¡Error! Marcador no definido. Cuadro 2: Correlación de Parámetros de Resistencia y Densidad Relativa ¡Error! Marcador no definido. Cuadro 3: Parámetros Elásticos de los Suelos..................... ¡Error! Marcador no definido. Cuadro 4: Ecuación para Calculo de Asentamientos ........... ¡Error! Marcador no definido. Cuadro 5: Agresividad del Suelo (RNE, 2006) ................... ¡Error! Marcador no definido. Cuadro 6: Ensayos Realizados ......................................................................................... 57 Cuadro 7: Resumen de Laboratorio .................................................................................. 60
RESUMEN
La Falla Chololo, localizada en las inmediaciones de Ilo – Moquegua, cobro importancia a raíz de la actividad sísmica del 23 de junio del 2001, que por deformaciones de campo (Pampa Inalámbrica) y posteriores análisis morfológicos, sismicidad entre otros se determino que dicha falla era activa. El trazado de la falla, dada su actividad, es de mucha importancia en el planeamiento y ordenamiento de las actuales estructuras de vivienda y abastecimiento de agua. El presente informe, muestra la evolución de los trabajos mencionados, y las medidas a ser tomadas para su verificación, ya que así se permitirá un adecuado ordenamiento de las viviendas allí proyectadas, que deben permitir establecer una franja intangible o de uso restringido por el paso de la falla en mención.
1: INTRODUCCION
1.1: GENERALIDADES Cuando la traza de Fallas Activas atraviesa terrenos por donde infraestructuras hechas por el hombre pueden ser afectadas, debido a sus efectos ya sea por deformaciones o por vibraciones, estas deben ser evaluadas con el objetivo final de minimizar pérdidas humanas y daños al sistema económico y social. Esta premisa es la que direcciona la presente evaluación, la cual fue llevada a cabo a solicitud del Municipio Distrital de El Algarrobal, de la provincia de Ilo, del departamento de Moquegua. Este distrito, durante el sismo del 23 de junio del 2001, fue afectado directamente por un fuerte agrietamiento, que coincidía directamente con la traza de la falla Chololo, y que debido a la expansión urbana ha merecido una atención especial para mitigar efectos directos sobre la población y su infraestructura 1.2: OBJETIVOS El objetivo principal del presente estudio es: •
Determinar el trazo de la falla Chololo y su área de influencia, a partir de los diferentes estudios ya realizados
1.3: METODOLOGÍA Para alcanzar el objetivo planteado, se ha seguido la siguiente metodología: Elaboración de un marco teórico;
el cual toma en consideración los aspectos de fallamiento activo, las investigaciones directas e indirectas que se hacen, el efecto dinámico de la presencia de las fallas activas y su relación con los códigos existentes. Elaboración del marco Geológico ;
geológicos del área de estudio.
el cual considera los aspectos morfológicos,
Revisión de los estudios anteriormente efectuados; donde se tomara en consideración
los trabajos anteriormente realizados referidos al área de estudio, con los comentarios respectivos. Trabajo de campo efectuado; el trabajo de campo comprendió los siguientes aspectos:
1) Determinación de la traza de la falla Chololo, mediante la inspección de campo; buscando evidencias que permitieran tener certeza de la traza de la misma, ya sea por evidencias directas o indirectas. La información se ha trabajado preliminarmente en GIS con el sistema de coordenadas UTM WGS’84. 2) Investigación del subsuelo mediante técnicas indirectas; se programo la realización de tomografía eléctrica en los posibles trazos de fallamiento, de manera que permitieran conocer además las características del subsuelo 1
3) Determinar las características Geotécnicas del área mediante, toma de muestras en campo y ensayos de laboratorio. Elaboración del informe final;
el cual contempla el trazo de la falla Chololo por el área de estudio y sus implicancias geológicas – geotécnicas. Elaboración de las conclusiones y recomendaciones;
con base a la presente evaluación indicar las conclusiones y recomendaciones pertinentes que permitan además direccionar adecuadamente el proceso de lotización del área afectada por la traza de la falla 1.4: UBICACIÓN DEL AREA DE TRABAJO El área de estudio está ubicada en la zona Sur del país, específicamente al noreste de la ciudad de Ilo (fig. 1.1).Políticamente se encuentra dentro de la siguiente demarcación: Departamento Província Distrito
: : :
Moquegua Ilo El Algarrobal
Geográficamente se encuentra dentro de las siguientes coordenadas UTM, Datum, WGS’84, Zona 19S: 254000 E – 8050000 N 257500 E – 8045500 N Con altitudes desde 0 a 560 msnm. La accesibilidad es a través de la Panamericana Sur, la carretera costanera y la vía marítima.
Figura 1.1: Mapa de Ubicación del Área de Estudio (fuente Google Earth)
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1.5: TRABAJOS CONSULTADOS Para llevar a cabo la presente evaluación, se consulto la siguiente documentación: -
Narváez, S. (1964): Geología de los cuadrángulos de Ilo y Locumba , SGM, Bol. 007-A, 75 pp. Sánchez; A., Raymundo, T. & Rossel, W. (2000): Actualización del Mapa Geológico de Ilo, Ingemmet. Convenio UNSA-INDECI (2001): Evaluación de Peligros de la ciudad de Ilo , 69pp. ORDESUR (2001): Estudio de Evaluación Geológico y Geotécnico de las Fracturas Geosismicas del sector de la Pampa Inalámbrica de Ilo, 44pp. Audin, L. et al. (2006): The Chololo Fault System And Geomorphic Evidence For Recent Tectonic Activity In The Coastal Cordillera, Southern Peru, XIII CPG, Resumenes: 240-243. Audin, L. et al. (2008):Upper plate deformation and seismic barrier in front of Nazca subduction zone: The Chololo Fault System and active tectonics along the Coastal Cordillera, southern Peru, Tectonophysics 459, 174–185. COOPI (2010): Estudio de Identificación de Zonas de Riesgo en la Ciudad de Ilo, 57pp.
Además de la siguiente bibliografía básica: -
Bull, W. (2007): Tectonic Geomorphology of Mountains, Blackwell Publishing, 316pp. Bull, W. (2009): Tectonic Active Landscapes, Blackwell Publishing, 326pp. Burbank, D. & Anderson, R. (2001): Tectonic Geomorphology, Blackwell Publishing, 274pp. Machare, J. et al. (2007): Actualización del mapa neotectónico del Perú a escala 1:2000000, VII CPG, Tomo I, Lima, pp.23-28 McCalpin, J. (2009): Paleoseismology, Academic Press, 613pp. Uribe, V. (2008): Relación entre la Topografía y la Sismicidad en los Andes Peruanos, tesis profesional, UNMSM, 168pp. Yeats, R., Sieh, K. & Allen, C. (2000): The Geology of Earthquakes, Oxford Press, 568pp.
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2: MARCO TEORICO
En el presente acápite se tomara en consideración las principales definiciones referidas al Fallamiento Activo, las investigaciones referidas a determinarla y su relación con los códigos existentes. 2.1: DEFINICIONES: Según el Servicio Geológico de los Estados Unidos de Norteamérica (USGS, Earthquake Glossary): “Las fallas geológicas, son consideras como activas, si ellas se han movido una o varias veces en los últimos 10,000 años”. Según la Estación de Información de Peligro Sísmico del Japón (JSHIS, Earthquake Glossary): “Falla Activa, es aquella que ha tenido actividad sísmica en el periodo geológicamente reciente y que se estima se active en el futuro. En la “Edición Japonesa Revisada sobre Fallas Activas” (compilada por el Grupo de Investigación sobre Fallas Activas del Japón) una falla activa está definida como una falla que ha desplazado el terreno repetidamente en el periodo Cuaternario (periodo de aproximadamente 2 millones de años hasta el presente)” Según la Base de Datos de Fallas Activas de Nueva Zelanda (GNS, New Zealand Crown Research Institute): “Una zona de alta restricción por falla (fault avoidance zone), es una área creada para establecer una zona de influencia limitada por los lados de la traza de falla (o la zona de ruptura probable de la falla que aparece en la superficie del terreno). Estas pautas recomiendan una zona de influencia mínima de 20 metros entre ambos lados de la traza reconocida o posible zona de ruptura de falla” “Definiendo una zona de alta restricción por falla (fault avoidance zone) sobre mapas de planificación de distrito, y respaldarlo con políticas y métodos (incluyendo normas) permitirán a los concejos hacer: - Que se restrinja el desarrollo dentro de la zona de alta restricción por falla - Tomar un enfoque basado en el riesgo para el desarrollo de áreas a edificarse.” “Una falla activa, es aquella falla que repetidamente ha mostrado ruptura en el pasado, y ello indica que es posible que la ruptura suceda otra vez. Una falla activa origina un riesgo por peligro de falla. El nivel de aquel riesgo depende del periodo de recurrencia de la falla, la complejidad de la falla y naturaleza de desarrollo (edificaciones) en el área”. Según la GNS, se definen los siguientes conceptos:
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“- Intervalo de Recurrencia de Falla: para el intervalo de recurrencia mayor de una falla activa, el riesgo es más bajo para que la ruptura ocurra en un futuro próximo. Hay seis intervalos que van desde 2000 años hasta 125000 años - Complejidad de la Falla: una ruptura de falla con una amplia deformación distribuida es de menor riesgo que una cercana y bien definida línea de falla. Se clasifican en tres clases: A) Bien definidas, de algunos metros a algunas decenas de ancho de traza; B) Distribuida, hasta alguna centena de metros de ancho de traza; C) Incierta, hay incertidumbre en la traza y su ancho. - Importancia de la Categoría de Edificación : la Importancia de la Categoría de Edificación indica la necesidad para una evaluación de la factibilidad de una edificación en una zona de alta restricción por falla. Se determinaron cuatro categoría de construcción”. La GNS, asocio los intervalos de recurrencia con las categorías constructivas. De acuerdo a la clausula 4.1.2, del Eurocodigo 8, parte 5 (proximidad a fallas activas sismicamente): “Construcciones de importancia de las clases I, II, III (…), no deben ser levantadas en la vecindad inmediata de fallas tectónicas reconocidas como siendo activas sísmicamente por documentos oficiales publicadas por autoridades nacionales competentes (CEN 2004). Se están haciendo grandes esfuerzos en investigación para el mapeo de reconocimiento de fallas activas sísmicamente en Europa y principalmente en ambientes mediterráneos, documentado por la producción de la Base de Datos con origen de sismos potenciales de magnitud mayor a 5.5 en Europa e Italia” 2.2: INVESTIGACIONES REFERIDAS A DETERMINAR FALLAS ACTIVAS: Existen varias recomendaciones para el estudio de fallas activas, entre ellas destaca la metodología de McCalpin (2009) a la cual se hicieron algunas adaptaciones (cuadro 2.1) de acuerdo a la logística utilizada para el presente trabajo, dicha metodología se resume a continuación: Cuadro 2.1: Técnicas para la Investigación de Fallas Activas (adaptado de McCalpin, 2009
Técnica General Técnicas de Representación del Relieve Técnicas Geológicas Técnicas Geofísicas
Técnicas Especificas
Sensores Remotos y Fotografías Aéreas Modelos Digitales del Terreno Modelos Geomorfológicos Modelos Geológicos Modelo de Sismicidad Método Sísmico Método del Georadar Método Eléctrico Método Electromagnetico Método Magnético Método Gravitacional
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2.2.1: Técnicas de Representación del Relieve: a) Sensores Remotos y Fotografías Aéreas La utilización de fotografía aéreas e imágenes satelitales es de uso frecuente hoy en día, además de ello cabe destacar las fotografía aéreas proporcionadas por Google Earth, todas ellas facilita una revisión global de grandes áreas, que posteriormente son chequeadas en campo.
Fig. 2.1: Determinación del Desplazamiento del Terreno a partir de
Fotos Aéreas (RGAFJ, 1991)
b) Modelos Digitales del Terreno A partir de imágenes satelitales, levantamientos topográficos, es posible la interpolación de las curvas de nivel y obtener Modelos Digitales del Terreno, los cuales permiten un análisis en tres dimensiones del terreno además de otras aplicaciones, como se muestra en la figura 2.2.
Modelo de Declividades, Chuquibamba
Modelo de Sombras, Chuquibamba
Fig. 2.2: Detallamiento del Relieve a partir de MDT (Meza, 2010)
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2.2.2: Técnicas Geológicas: a) Modelos Geológicos y Geomorfológicos A partir del conocimiento de la geología y su correlación con los principales rasgos de su morfología en superficie, es posible interpretar la presencia de fallas (fig 2.3).
Fig. 2.3: Diagrama de Bloques Geomorfológico y Neotectónico. (Goy et al.,
1991)
En esta fase de campo es posible la investigación del subsuelo por calicatas, trincheras. 2.2.3: Técnicas Geofísicas Los métodos indirectos basados en técnicas geofísicas como son: Sísmico (fig 2.4), Georadar (fig 2.5), Eléctrico, Electromagnetico, Magnético, Gravitacionales, han probado ser altamente eficaces en el reconocimiento de anomalías del subsuelo provocadas por fallas, en diversas partes del mundo.
Fig. 2.4: Tomografia Sismica de la Falla Wasatch-Utah, (McCalpin, 2002)
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Fig. 2.5: GPR a través de un abanico aluvial (Anderson et al.,
2003)
Para el presente caso se ha utilizado el método de Tomografía Eléctrica (fig 2.4).
Fig. 2.6: Tomografía Eléctrica, transversal a la Falla Chirpan – Bulgaria, Vanneste et al. (2006)
Dentro de las técnicas geofísicas se puede considerar también los modelos de sismicidad asociados con estructuras tectónicas.
Fig. 2.7: Modelo tectónico-estructural a sismos asociados de la Falla San Andres,
McCalpin (2009)
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2.3: RELACION CON CODIGOS EXISTENTES: 2.3.1: Introducción: Los códigos o normativas son recomendaciones del uso del terreno cuando están influenciados por Fallas Activas; al respecto las principales normativas las encontramos en Norteamérica, Europa, Asia y Oceanía; al respecto cabe destacar que la mayoría de ellas hicieron hincapié especial en Centrales Nucleares, que por su elevada sensibilidad a las deformaciones se dio especial atención a la distancia respecto a fallas potencialmente activas, merece destacar también la localización de las presas, que entre sus condiciones para la construcción está el determinar la no presencia de fallas activas. Conforme el tiempo ha transcurrido, se ha dado atención a las construcciones más estratégicas como hospitales, industrias, escuelas y conjuntos habitacionales. La normatividad aquí tratada en el ítem 2.1, esta relacionada a la utilizada por el Japón, la Comunidad Europea y el gobierno de Nueva Zelandia. También cabe destacar que en el Reglamento de Zonificación Urbana del Planeamiento Integral Urbano de la Ciudad de Ilo en el Cap IX: Zona de Reglamentación Especial: “…se consideran aquellas zonas afectadas en el área de influencia del agrietamiento producido por el sismo del 23.06.01 que requieren Estudios Geotécnicos y Geológicos especializados para establecer las normas técnicas que definan su uso” En base a los resultados de los estudios señalados, las zonas sujetas a Reglamentación Especial y que sean consideradas como Zonas de Peligro Alto, deberán limitarse los Usos permitidos en el Plano de Zonificación y adecuarse los mismos según sea necesario. a) Según el nivel de Peligro Alto, en estas zonas queda prohibida toda edificación de tipo permanente o eventual. b) No se permitirá el asentamiento de actividades urbanas residenciales. c) Se podrán implementar usos recreacionales y/o deportivos, programas de forestación y/o reforestación, u otras acciones que disminuyan el riesgo a que están expuestas. De no ser consideradas las Zonas de Protección Física como Zonas de Peligro Alto, luego de los Estudios respectivos, se aplicará la Zonificación Urbana establecida a criterio de la Municipalidad y la normatividad para Zonas Sísmicas del Reglamento Nacional de Edificaciones y las que establezca la Municipalidad Provincial e INDECI. Esta ultima reglamentación, mas las consideraciones de los códigos anteriormente mencionados deberían adecuarse a todo el territorio nacional, dada la alta sismicidad de nuestro país. 2.3.2: Fallas Geológicas y zonas Urbanas, Casos Mundiales Miles de personas vivimos en un país rodeado de fallas geológicas. A continuación citaremos algunos casos importantes y relevantes. 9
1) Caso Área Metropolitana San Luís Potosí-Soledad de Graciano Sánchez, México. El suelo del Valle de San Luis Potosí se encuentra sometido a un proceso de hundimiento paulatino que es imperceptible en periodos de tiempo cortos. Los hundimientos provocan agrietamientos que se concentran particularmente en algunos sectores de la zona urbana. Estos son el resultado del fallamiento del suelo ocasionado por los esfuerzos que se ejercen en la masa de suelo por efecto de hundimientos diferenciales. Los hundimientos diferenciales han sido inducidos y continúan siendo una consecuencia de un proceso de compactación diferencial producido por el descenso desigual del nivel piezométrico del acuífero por causa de irregularidades preexistentes en el subsuelo, tales como fallas geológicas. Sus efectos se pueden observar como daños a la infraestructura urbana en los sectores en donde aparecen. La causa principal de los agrietamientos en el Valle de San Luis Potosí parece coincidir con lo que se ha observado en otros valles del centro del país, es decir, a la compactación del suelo por la continua extracción del agua de los acuíferos en combinación con la existencia de lechos rocosos irregulares. Durante el período comprendido entre 1998-2006 se han reportado en la ciudad de San Luis Potosí daños a la infraestructura civil, entre otros, asentamientos y ruptura de pisos y bardas en casas habitación y agrietamientos de calles en algunas colonias de la ciudad. En la figura 2.8, se observan en líneas de color rojo las fallas geológicas normales que se ubican dentro del casco urbano del área metropolitana San Luís Potosí-Soledad de Graciano Sánchez en México.
Fig 2.8: Zona urbana del Área Metropolitana San Luís Potosí-Soledad de Graciano Sánchez, México, donde se observan las fallas geológicas normales que atraviesan la ciudad.
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2) Caso Área Urbana de la Ciudad de Irapauto, México. La ciudad de Irapuato, fisiográficamente se ubica dentro de la provincia Eje Neovolcánico, más concretamente, en su subprovincia Bajío Guanajuatense, misma, que constituye la transición hacia el norte, a la también provincia fisiográfica denominada de la Mesa Central. Dentro del área urbana que ocupa, claramente se observa un sistema de fracturas y fallas de tipo normal, que con orientación NE-SW, que afecta a las andesitas-basálticas de edad Mioceno Superior que constituyen a los cerros de Arandas y El Veinte. Fuera del área hacia el NE, en la Sierra de Codornices, también está presente este mismo sistema y otros tres más con orientaciones NW-SE, N-S y W-E que afectan principalmente a riolitas y tobas riolíticas del Oligoceno. Podemos decir que el sistema NE-SW el que más influencia tiene en el área urbana de la ciudad de Irapuato por las siguientes razones: 1.- El alineamiento que en dirección de SW a NE presentan los aparatos volcánicos que constituyen a los cerros De Horta, El Piloncillo, Arandas y Cerro Blanco debe de obedecer a una zona de debilidad, o falla, que con esta orientación favoreció el flujo de los magmas que les dieron origen. 2.- Los contactos litológicos (obligadas fallas normales) que en superficie delimitan al NW, Sur y SE al pilar de calizas arcillosas y lutitas, de edad cretácica y origen marino; con distintas unidades litológicas continentales más jóvenes, presentan la misma tendencia de orientación (NE-SW). En especial el límite NW de este pilar pues es parte del alineamiento referido en el punto anterior. 3.- Los sistemas de fallas geológicas que afectan a la zona urbana (fallas inducidas) también presentan una tendencia de orientación preferencial NE-SW, pero con la particularidad, de que su traza no va más allá de la nueva mancha urbana, indicando esto, de que definitivamente no se trata de la reactivación de las fallas normales regionales que definen la estructura tectónica del valle donde se asientan la ciudad, pero sí de la influencia de este marco tectónico, en la orientación y geometría de las fallas inducidas y también en la distribución y geometría de las distintas litofacies que constituyen el subsuelo urbano. En la figura 2.9, se observan las fallas geológicas normales (líneas en rojo) que se ubican dentro del casco urbano (línea en azul) de la ciudad de Irapauto en México.
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Fig 2.9: Zona Zon a urbana de la ciudad ci udad de Irapauto Irapaut o - Mexico, donde se o bservan las fallas geológicas geoló gicas normales que atraviesan la l a ciudad.
3) Caso Área Urbana de la Ciudad de Quito, Ecuador. A lo largo de los 460 años de historia escrita que tiene la ciudad de Quito, se han registrado varios eventos símicos que alcanzan intensidades de hasta IX grados en la escala de MSK. Dentro de las numerosas fuentes sismogenéticas que pueden generar daños en la ciudad, se identifica la falla de Quito, cuya actividad es susceptible de producir intensidades superiores a VIII grados, haciendo de ella una fuente de alto peligro para la ciudad. En el registro histórico, se atribuye at ribuye el sismo de 1755 como producido por la actividad de esta falla,el mismo que reporto intensidades de VIII-IX (MSK) en Quito. A fin de conocer la velocidad de esta falla y la recurrencia de los eventos mayores, que seguramente sobrepasan los 500 años de sismicidad histórica, se tuvo que recurrir al análisis de registro geológico. La paleosismicidad se ha definido mediante el análisis de las evidencias de paleolicuefaccion producida por los terremotos que afectaron a los sedimentos holocenicos de la parte baja de la ciudad. Durante el análisis de estos sedimentos, se encontraron manifestaciones de la paleosismicidad debida tanto a la actividad de las fuentes regionales, como también a la actividad de las falla de Quito, que se manifestaron bajo la forma de estructuras de licuefacción, algunas fallas sinsedimentarias y deformaciones sismotectonicas. 4) Caso Falla de San Andrés y California Importantes ciudades occidentales se alzan sobre una de las fallas geológicas más peligrosas de la Tierra, la Falla de San Andrés. Los californianos que habitan a lo largo de la falla de San Andrés viven amenazados por la posibilidad de un sismo devastador.
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A primera vista, las calles de Taft, en el centro de California, no se diferencian de las de cualquier otra ciudad estadounidense. En las amplías avenidas, flanqueadas por casas y jardines, hay automóviles estacionados y faroles situados a intervalos regulares. Una mirada más atenta revela que los faroles no están alineados, y que hay calles que se retuercen como si sus extremos fueran atraídos en sentidos contrarios. Estas extrañas distorsiones se deben a que, como muchas urbes de California y una parte de la vía rápida de la bahía de San Francisco, Taft se erige sobre la falla de San Andrés, fractura de la corteza terrestre que atraviesa 1.050 km del territorio continental de EE.UU. Una faja que se extiende de la costa norte de San Francisco al Golfo de California y que se hunde 16 km en la tierra marca el punto de encuentro de dos de las 12 placas tectónicas en las que se asientan océanos y continentes. Con un grosor promedio de 100 km, estas placas están en constante movimiento, pues flotan en la capa fluida del manto interno de la Tierra, empujándose una a la otra con enorme fuerza al cambiar de posición y deslizarse. Cuando chocan directamente, el impacto produce gigantescas cadenas montañosas, como los Alpes y los Himalaya. Pero las circunstancias que rigen la falla de San Andrés son muy diferentes. La falla de San Andrés es el punto de encuentro de las placas del Pacífico y Norteamericana; la primera se desliza hacia el noreste, y la otra hacia el suroeste a un promedio de 13 mm al año. La fricción entre ellas retrasa temporalmente su movimiento en direcciones di recciones opuestas. Se genera así energía de tensión, que deforma la materia subterránea en torno a la falla. En un sismo, esta energía se libera violentamente y as placas se mueven. Los geólogos calculan que desde el año 200 d.C. se han producido en California 12 grandes sismos, pero fue la devastación de 1906 la que alertó al mundo sobre la falla de San Andrés. Con epicentro en San Francisco, este temblor causó daños en un sector de 640 km de norte a sur. A lo largo de la línea de la falla, el suelo se desplazó hasta 6 m en escasos minutos, cayeron árboles y cercas y cedieron caminos y tuberías (lo que provocó la pérdida de agua causante de que el incendio posterior al sismo se extendiera sin control por la ciudad). ci udad). A medida que avanza el conocimiento geológico y se dispone de técnicas más sofisticadas, los aparatos de medición registran con mayor exactitud los movimientos y presiones hidráulicas bajo la superficie terrestre. Los científicos creen que antes de un gran terremoto la actividad sísmica aumenta ligeramente durante varios años, de modo que es posible prever futuras catástrofes y contar con horas y aun días de advertencia. Asimismo, actualmente los arquitectos e ingenieros de estructuras consideran la posibilidad de temblores en sus proyectos, y diseñan puentes y edificios capaces de resistir hasta cierto punto los movimientos de la superficie de la Tierra. Por eso, gran parte de los daños materiales del sismo de San Francisco de 1989 los sufrieron las estructuras antiguas, no los rascacielos modernos.
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Este sismo, que costó 63 vidas, sobre todo por el derrumbe de una sección del Bay Bridge, puente de dos niveles que pende sobre la bahía, no fue el "gran terremoto" que se piensa habrá de sacudir a California en algún momento de los próximos 50 años. Se estima que un temblor de 7° Richter en la región de Los Ángeles causaría daños de miles de millones de dólares y la muerte de entre 17.000 y 20.000 personas, mientras que 11,5 millones más se verían afectadas por emanaciones e incendios. Y, como la energía friccional que se produce a lo largo de la falla es acumulativa, cada año que pasa sin que el sismo ocurra incrementa su probable magnitud.
Fig 2.10: Puntos Punt os de presión Las grietas y cuarteaduras cu arteaduras de las calles cal les son las señales más obvias obvi as de que una zona se encuentra sobre la falla. En la región de las montañas de San Gabriel, al norte de Los Ángeles, las calles se resienten por po r la compresión de las colinas c olinas producto de las presiones generadas en la falla. Así, el costado poniente de las montañas se desintegra, depositando unas 71 tn de desechos al año. Este material se desliza cada vez más cerca de Los Lo s Ángeles, como para recordar que, al menos en esta parte de California, "la civilización sobrevive por consentimiento geológico".
5) Caso de la ciudad de Cali - Colombia Cuatro fallas geológicas surcan a Cali: Dagua- Calima, Guabas- Potrerillo, Algeciras y Cali- Patía. Esta situación convierte a la capital vallecaucana en la ciudad del país con más riesgo ante un sismo de gran magnitud. El Consejo Municipal de la Gestión del Riesgo de Desastres de Cali reveló que si en la capital vallecaucana ocurriera un sismo de 6,9 grados en la escala de Richter a 40 kilómetros de profundidad, las pérdidas económicas –sin tener en cuenta las vidas humanas– podrían calcularse en un billón de pesos. Cali es la ciudad del país (con más de un millón de habitantes), en alta zona de riesgo ante un terremoto. Medellín y Bogotá se encuentran en zona media, Barranquilla y Cartagena en baja.
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La ciudad de Cali está atravesada por la falla de Romeral, la cual ha causado estragos en Popayán, Armenia y Restrepo.
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3: MARCO GEOLOGICO
3.1: CLIMA El clima en el Distrito del Algarrobal corresponde a un clima típico de la Costa Peruana, el cual es de tipo desértico y cálido; la temperatura es alta durante los meses de verano soleado, con una temperatura de 20,5°C, una máxima de 33°C y relativamente baja en el invierno, con una temperatura mínima cercana a los 14°C, las precipitaciones son leves y escasas, que se produce en forma de lloviznas durante los meses de invierno. Las neblinas que se originan en la época invernal son densas e invaden las pampas costaneras; según la clasificación Koppen, le corresponde un clima desértico seco con nubosidad costera: BWn. Este clima es favorable a los proceso intempéricos físicomecánicos (exfoliación esferoidal), en la degradación de la roca original.
a) Temperatura máxima media mensual para Mayo del 2012
b) Temperatura mínima absoluta mensual para Mayo del 2012
Fig 3.1: El Clima de Moquegua (SENAMHI, 2012)
3.2: HIDROLOGÍA El drenaje del área se efectúa por medio del río Ilo, actualmente es el único con curso de agua permanente la Cuenca colectora de este río se encuentra en las partes altas de la Cordillera Occidental de los Andes. Su principal fuente de alimentación son las pequeñas lagunas, pantanos, las lluvias periódicas y la Presa de Pasto Grande. En sus tramos inferiores atraviesan una región árida y seca. Es un río de régimen irregular con descargas máximas en los meses que corresponden a la estación lluviosa de la región andina y disminuyen gradualmente su caudal hasta convertirse en pequeñas venas de agua durante la estación seca.
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El sistema de drenaje de las áreas intermedias consiste de un sin número de quebradas secas y sinuosas que en conjunto muestran un patrón dendrítico. La ladera de la Cordillera de la Costa que da hacia el mar, está drenada por numerosas quebradas más o menos paralela cuyas cabeceras se encuentran en las partes altas de dicho macizo.(fig. 3.2).
Figura3.2: Mapa de Drenaje del Área de Estudio
3.3: UNIDADES MORFOLÓGICAS Las principales unidades geomorfológicas que se han diferenciado para la zona de Ilo, siguiendo una sección transversal en la dirección W – E con una inflexión en la dirección es SW – NE, se muestran en la figura 3.3. Como se observa en la figura el área de estudio se encuentra emplazada principalmente en las dos primeras unidades.
1: Franja Litoral 2: Cordillera de la Costa
3: Planicie Costanera 4: Piedemontes Andino
5: Andes Occidentales
Figura 3.3: Principales Unidades Morfológicas por la Zona de Ilo (Sur del Perú)
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Con la finalidad de definir mejor las geoformas en el área de interés se ha considerado secciones transversales, ver fig 3.4 y a su vez han construido tres secciones: figuras 3.5a y 3.5b.
Figura3.4: Ubicación de secciones transversales que atraviesan el área de estudio.
Fig. 3.5a: Perfil B-B’
Fig. 3.5b: Perfil C-C’
Fig 3.5: Geoformas identificadas a partir de las secciones transversales.
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Se han podido distinguir las siguientes unidades morfológicas, las cuales se describen a continuación: 3.3.1 Franja Litoral Esta unidad geomorfológica comprende el terreno bajo que se extiende entre la ribera del mar y el pie de la Cordillera de la Costa, alcanzando una altura hasta de 300 metros, con ancho variable entre 3 y 7 kilómetros. La morfología de esta faja está caracterizada por la presencia de varias planicies de abrasión cubiertas de terrazas, que se presentan escalonadas desde la orilla del mar hasta los 300 metros de altitud sobre el flanco de la Cordillera de la Costa. Algunos caracteres observados en estas terrazas como el declive de sus superficies hacia el mar, el paralelismo de sus frentes a las líneas de playa actual y la existencia de restos de fósiles marinos, indican que se trata de terrazas marinas levantadas por procesos epirogénicos que afectaron este sector de la Costa, desde el Terciario hasta los tiempos recientes. En esta unidad se subdivide en: A. Playa Esta unidad se encuentra constituida principalmente por arena, alcanzando un ancho de hasta 50 metros y se extiende localmente desde las playas al norte; Boca del Río, Media Luna, Pocoma, Jaboncillo, Wawakiki y Platanal, y hacia el sur; Puerto Ingles, Gentilar, Pozo de Lisas, Bolivia Mar y Tronco de Oro. (foto 3.1). B. Terraza Esta unidad es una plataforma que ha sido expuesta como resultado de la combinación de dos fenómenos: variaciones del nivel del mar debido a las regresiones de la línea de playa, que han dejado una escarpa de 25 metros. Su morfología se puede representar como una estrecha franja costera suavemente inclinada hacia el mar y cubierta, la mayoría de las veces, por depósitos marinos (típicamente limo, arena, gravilla) yeólicos.Se extienden desde los 1000 a 2000 metros con altitudes que varían entre 25 y 50 metros. (foto 3.1).
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Playa
Terraza
Foto3.1: Se observa las unidades Playa y terraza.
C. Piedemonte del Litoral Esta unidad morfológica limita con la anterior con una ladera de 40° y una altura de 100 a 200 m, el cual corresponde a un borde de roca plutónica, que además constituye el basamento de esta unidad. Sobre la cual se encuentra una unidad de pendiente suave que corresponde al piedemonte del litoral. El piedemonte del litoral es un terreno, situado al pie de la cadena de colinas, constituido por materiales heterometricos: fragmentos de roca (principalmente granodiorita), materiales finos (limos), gravas, arenas, que se han depositado debido a la acción de la gravedad y del agua que han bloques de rocas provenientes de la cordillera de costa y por la erosión eólica. Tiene una altitud hasta los 300 metros y posee una extensión de unos 5 a 6 km.
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Piedemonte del litoral
Terraza
Playa
Foto3.2: Obsérvese la Playa, Litoral y Piedemonte del litoral.
3.3.2: Cordillera de la Costa Paralelamente a la franja litoral se extiende desde la Península de Paracas (14° de Lat. S) hasta Chile, una faja montañosa de relieve moderado que ha sido denominada cordillera de la Costa. Aunque regionalmente esta cordillera está formada por gneis y esquistos antiguos y por depósitos del Paleozoico superior, en el área de Iloestá constituida principalmente de rocas plutónicas de edad Cretácea a Terciaria y por rocas volcánicas y sedimentarias del Triásico y Jurásico. El gneis aflora a la orilla del mar en una extensión relativamente pequeña del Cuadrángulo de Ilo. Localmente, dentro de esta unidad se han diferenciado las siguientes unidades, las cuales se describen a continuación: A. Cadena de Colinas Está representada por una cadena de cerros orientados en dirección Sureste-Noroeste, paralela al litoral, de relieve moderado. En el área de estudio dicha unidad esta conformada principalmente por granodioritas, gabrodioritas (rocas plutónicas intrusivas) del Cretáceo a Terciario. B. Valles Disectados Los valles disectadosestán conformados por acumulaciones aluviales cuaternarias, con la diferencia de estar cortadas por redes de pequeñas quebradas que disectan el terreno dándole una configuración colinosa.
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C. Laderas Escarpadas Esta unidad se caracteriza por presentar laderas escarpadas con una pendiente alta, variable entre 35° y 60 °; forma parte de la unidad mayor cordillera de la Costa.
Cadena de colinas
Piedemonte del litoral
Terraza Playa
Foto3.3: Obsérvese la Playa, Litoral, Piedemonte del litoral y la cadena de colinas.
3.3.3 Planicie Costanera Unidad ubicada entre la Cordillera de la Costa y la Cordillera de los Andes Occidental. Esta franja costanera posee un ancho entre 20 y 100 km y elevaciones entre los 200 a 1500m. Presenta relieves planos a moderados y un clima desértico; donde es posible observar la presencia de numerosas formas de dunas. Están conformadas por rocas sedimentarias y volcano-sedimentarias del meso-cenozoico, cubiertas por sedimentos continentales del cuaternario. Dividiéndose a su vez en: A. Laderas Suaves Esta unidad está constituida por taludes naturales con una pendiente moderada entre 25° y 40°. Esta unidad forma parte de la unidad mayor denominada Planicie costanera. B. Planicies Las planicies son fajas de formas planas que se ubican entre las laderas suaves y los Andes Occidentales.
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3.3.4 Andes Occidentales Esta unidad comprende una cadena de montañas de origen intrusivo de orientación NWSE, con altitudes de hasta 3800 msnm. En la cual, se puede identificar localmente la siguiente unidad: A. Cadena de Montañas Esta unidad forma parte de los Andes Occidentales, es una cadena montañosa que constituye el ramal occidental de la cordillera de los Andes en el Perú. Se extiende en dirección noroeste-sureste desde la frontera ecuatoriana hasta la chilena. Hacia el oeste limita con las pampas costaneras del Océano Pacífico, mientras que hacia el este, con el eje de los valles interandinos. 3.4: Unidades Litoestratigraficas Según los trabajos del Ingemmet y reconocimientos de campo, se ha elaborado el siguiente mapa geológico (fig 3.6), que presenta las siguientes unidades litoestratigráficas:
Figura 3.6: Mapa Geológico Generalizado (adaptado del Ingemmet)
3.4.1 Rocas Sedimentarias A. Formación Chocolate: Suprayaciendo discordantemente al grupo Yamayo se encuentra una formación volcánica de 1000 a 2500 metros de grosor, compuesta de derrames, aglomerados y 23
brechas, principalmente andesíticos, que han sido correlacionados con el Volcánico Chocolate del área de Arequipa, de edad jurásico inferior. B. Formación Moquegua: Las rocas de edad terciaria están representadas por depósitos sedimentarios de origen continental, que constituyen la formación Moquegua y por tufos riolíticos denominados Volcánicos Huaylillas. C. Depósitos Marinos: Esta clase de depósitos se encuentran formando dos terrazas en los alrededores del Puerto de Ilo. Forma una extensa superficie suavemente inclinada hacia el Oeste, por donde pasa la carretera a Ilo, El material de esta terraza consiste de conglomerado gruesos, lentes de arena fina de color gris violáceo y arena gruesa de color gris con abundantes resto de conchas y venillas de yeso. Su espesor varía de 5 a 30 m. Este depósito yace sobre una superficie de abrasión marina labrada en diorita y superiormente queda cubierto con materiales aluviales y eólicos. La terraza inferior se extiende entre Punta de Coles y la Quebrada Huaca Luna, con una longitud de 20 Km. Y anchos variables entre 1.5 y 2 Km. Su frente queda entre 15 y 20 m.s.n.m. La terraza es conocida con el nombre de Pampa de Palo y constituye una superficie de suave gradiente que se antepone a las pampas elevadas de Mostazal, Meca Chica y Cerro Redondo. Los restos de conchas encontrados en estos depósitos pertenecientes a especies que actualmente viven el mar, como son las fisurellas, mytilus, concholepas, etc. Estas mismas especies han sido observadas en las diferentes terrazas que se encuentran a lo largo de la costa sur así como en los tablazos del Noroeste del Perú, a los cuales se les ha asignado una edad pleistocénica. D. Depósitos Aluviales: Esta clase de depósitos se encuentra constituyendo la Pampa Inalámbrica. Sobreyacen con discordancia paralela a las formaciones más antiguas incluyendo a las rocas intrusivas. El material de estos depósitos consiste de gravas semiconsolidadas con intercalaciones lenticulares de arena gruesa, arcilla y tufos redepositados, que muestran una estratificación subontal. Las gravas están compuestas por elementos redondeados, subredondeados hasta angulosos, de distintas clases de rocas ígneas, sus diámetros varían entre 1 y 25 centímetros; en pequeña proporción se observan cantos mayores hasta de 60 centímetros de tamaño. El grosor de estos aluviales varía desde pocos centímetros hasta un máximo de 60 metros comprobados en los cortes de las numerosas quebradas y también en el registro de las perforaciones por agua subterránea en las pampas cerca a las Yaras. El material de estos depósitos ha sido transportado por aguas corrientes desde las partes altas de los flancos andinos y depositados en forma de abanicos aluviales de 24
piedemonte, en la superficie de la depresión costanera. Claramente se distinguen en la salida de las quebradas hacia las pampas, grandes conos aluviales que al unirse forman un manto continuo en las partes bajas. Terrazas aluviales escalonadas, a alturas de 50 y 300 metros sobre el lecho del río han sido observadas en la ladera derecha del Valle de Ilo, entre la localidad de Ozorín y la boca de la Quebrada Guaneros. E. Depósitos Fluviales: Depósitos granulares, constituidos por bolonería y grava redondeadas, acumuladas en grandes llanos o deltas fluviales, en las partes adyacentes al rio Ilo. F. DepósitosEólicos: Estos depósitos consisten de acumulaciones de arena suelta en forma de montículos, lenguas y mantos delgados que se encuentran cubriendo a las rocas ígneas en los cerros Los Médanos y el flanco Oeste del Cerro Canicora. Además cubren extensas superficies en las lomas que quedan en las partes bajas de los cerros Altos de la Salinas y Cardonal. 3.4.2 Rocas Intrusivas A. Intrusivo Diorítico: El intrusivo diorítico, son rocas de color gris oscuro a claro, de textura fanerítica, granular, con presencia de minerales como: plagioclasas, ortosa, biotita y cuarzo, de grado de compactación alto, moderadamente alterada, mostrando en su superficie una coloración de marrón claro rojizo, producto del intemperismo. La erosión y el fracturamiento han originado bloques de aristas angulosas a subangulosas. Dichas rocas son integrantes del batolito de la costa, afloran casi ininterrumpidamente frente al litoral y su edad va probablemente desde el Cretáceo superior al Terciario inferior. B. Intrusivo Granítico: El intrusivo granítico son rocas holocristalinas, faneríticas, donde la cantidad de plagioclasas es igual o mayor que la de los feldespatos. La textura normal es granuda hipidiomorfa con gradaciones hacia granuda alotriomorfa en los tipos ricos en feldespato potásico. Dichas rocas son integrantes del batolito de la costa, afloran casi ininterrumpidamente frente al litoral y su edad va probablemente desde el Cretáceo superior al Terciario inferior. En la figura 3.7 se muestra el perfil típico de la zona de estudio, cuya ubicación espacial se observa en la figura 3.4.
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Figura 3.7: Perfil AA’
En la figura 3.8, se muestra la ubicación y perfil DD’en una dirección NW-SE elaborado en el Cerro Chololo; de donde la Falla Chololo toma su nombre.
Figura 3.8: Ubicación y perfil DD’ en el Cerro Chololo (dirección NW – SE)
3.5: Marco Tectónico-Estructural Regionalmente (fig 3.9), se distinguen dos sistemas estructurales importantes: 1) Sistema de fallas longitudinales (paralelas al sistema andino), compresivas; 2) Sistemas de fallas transversales (perpendiculares al sistema andino), normales y rumbo deslizantes.
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Figura 3.9: Sistemas tectónico-estructurales en la región de estudio
En el primer sistema estructural, se encuentra las fallas de Incapuquio, Micalaco. El segundo sistema estructural, que han producido el fracturamiento en bloques de esta unidad geomorfológica. Por efecto de estas fallas se han formado áreas hundidas a manera de “grabens” así como bloques rellenados por depósitos detríticos. La mayor parte de las fallas han sido ubicadas en el campo principalmente por evidencias fisiográficas, como escarpas sobresalientes que siguen un determinado alineamiento por varios kilómetros. Aunque no se han observado pruebas directas de fallamiento a lo largo de estas escarpas, es posible que dichos rasgos pueden haber sido modificado por efecto de la erosión o están cubiertos con detritus de talud. Las escarpas tienen pendientes pronunciadas al NW unas veces y en otros casos al SE. Este fuerte empinamiento nos hace suponer que se trata de fallas de tipo normal, probablemente subsidarias de las grandes fallas longitudinales que corren casi paralelas a la costa en la región Sur del Perú. Para establecer la época del fallamiento de la región no hay evidencias suficientes, pero es seguro que es posterior al emplazamiento de la roca intrusiva y anterior a la deposición de la formación Moquegua. Además la actividad sísmica asociada ya muestra un indicativo de su reciente actividad, el mapa neotectonico actualizado (fig. 3.10), muestra las características de las principales fallas en el sur del Perú. 27
Figura3.10: Mapa Neotectónico actualizado del sur del Perú (Macharé et al., 2007)
Los intrusivos son considerados de edad Cretácea superior a Terciaria inferior y la formación Moquegua del Terciario superior (Mioplioceno). En este intervalo se efectuó también una erosión intensa que alcanzó a truncar el techo de los intrusivos formando una amplia peniplanicie. Es probablemente después de este proceso que tuvo lugar el fracturamiento de la región, puesto que la formación Moquegua yace sobre un basamento dislocado, por lo cual se cree que el fallamiento debe haber ocurrido entre las postrimerías del Terciario inferior y comienzos del Terciario superior. Las fallas en el área de estudio son de Noroeste a Sureste, las siguientes: • • • • •
Falla Chololo Falla Clemesi Falla Carbonera Falla El Abra Falla Alto Los Chilenos.
Falla Chololo
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Esta falla se encuentra en la parte Norte del cuadrángulo de Ilo, se le reconoce por una escarpa de rumbo S50 - 60W que se extiende por cerca de 15 kilómetro. La escarpa tiene más de 100 m. de altura, comienza en la Pampa de Hospicio, pasa por el lado Sureste del Cerro Chololo (fig. 3.8) y se prolonga hasta desaparecer en el cañón del río Ilo, en un punto en el cual el curso de este río se desvía de NE, SW a E.W. Esta falla corta en la mayor parte de su recorrido a rocas intrusivas, sin embargo a la altura del cerro Chololo trunca a la formación Guaneros. La escarpa de falla se inclina hacia el Sureste, el bloque levantado es el del lado NW, el lado opuesto se presenta como una depresión cubierta actualmente por depósitos aluviales y eólicos. (Servicio de Geología y Minería, 1964) 3.6: Sismicidad El concepto de sismicidad esta referido a la actividad sísmica en un área particular durante un cierto período de tiempo, o como la cantidad de energía liberada en forma de ondas sísmicas. Sin embargo, la representación de la sismicidad deberá tener en cuenta no sólo el número de eventos registrados sino también su dimensión, frecuencia y distribución espacial, así como su modo de ocurrencia. La distribución de sismos en tiempo y espacio es materia elemental en sismología, observaciones sísmicas han acumulado una extensa información de la actividad sísmica. 3.6.1: Sismos Históricos Aunque se tiene referencias históricas del impacto de terremotos durante el Imperio de los Incas, la información se remonta a la época de la conquista. En la descripción de los sismos se han utilizado como documentos básicos los trabajos de Silgado (1968) y Tesis. Gran terremoto que destruyó el primitivo asiento de la ciudad de Arequipa, fue la época del Inca Túpac Yupanqui, en la cual perecieron todos sus habitantes y hubo la erupción del volcán Misti, alcanzó una intensidad de VIII en la Escala Modificada de Mercalli. Entre los años de 1471 - 1490.-
Grandes sismos acompañados de formidables deslizamientos de tierra de algunos cerros altos, en la costa el mar sobrepasó muchas veces la línea de playa. En Arequipa alcanzó intensidades de VIII en la Escala Modificada de Mercalli. Entre los años de 1513 - 1515.-
A las 11:30 terremoto que destruyó la Ciudad de Arequipa. El movimiento se percibió en Lima. Perecieron más de 30 personas sepultadas entre los escombros, tuvo una magnitud de 8.1(750 Km. al NE de Arequipa), el movimiento sísmico alcanzó una intensidad de X en la Escala Modificada de Mercalli, en Socabaya; en Arequipa se sintió con una intensidad de IX. 22 de Enero 1582.-
Fuerte sismo sentido en casi toda la Costa del Sur del Perú, destruyó el pueblo de Camaná debido a la salida del mar y el represamiento del río. En el año de 1590.-
A las 05:00 Fuerte sismo causado por la explosión del Volcán Huaynaputina (Omate), la lluvia de ceniza obscureció el cielo de la Ciudad de Arequipa, 19 de Febrero de 1600.-
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según el relato del Padre Bartolomé‚ Descaurt. Se desplomaron todos los edificios con excepción de los mas pequeños, alcanzando una intensidad de XI en la Escala Modificada de Mercalli, en la zona del volcán. A las 13:30, la conmoción sísmica arruinó las ciudades de Arequipa y Arica. Un tsunami destruyó la ciudad de Arica y el puerto de Pisco, como consecuencia del Tsunami murieron 23 personas en Arica. Tuvo una magnitud de 7.8, y alcanzó una intensidad de VIII en la Escala Modificada de Mercalli, en las ciudades de Arequipa, Moquegua, Tacna y Arica. 24 de Noviembre de 1604.-
A las 14:00, se produjo un terremoto en el Cuzco que dejo a la ciudad en ruinas. Fue sentido en Lima y tuvo una magnitud de 7.6. 31 de Marzo de 1650.-
Gran movimiento sísmico ocurrido en la ciudad de Arequipa aproximadamente a las 06:30. causando serios daños en los templos y viviendas, los efectos secundarios de éste sismo trajo como consecuencia el agrietamiento de muchos kilómetros de extensión, entre Ica y Cañete, el mar inundó parte del litoral comprendido entre Chancay y Arequipa. 20 de Octubre de 1687.-
Otros daños ocasionó en los valles de Siguas y Majes, alcanzando en Aplao y Siguas una intensidad de VIII en la Escala Modificada de Mercalli. A las 19:00 horas, en la ciudad de Arequipa ocurrió un gran terremoto que sepultó a pequeños pueblos, por los derrumbes de las partes altas de los cerros, alcanzando una intensidad de VII en la Escala Modificada de Mercalli, el movimiento se sintió en Arica. 22 de Agosto de 1715.-
A las 08:00 horas, fuerte temblor remeció la ciudad de Arequipa destruyendo la mayor parte de sus viviendas, éste movimiento sísmico tuvo una intensidad de VII en la Escala Modificada de Mercalli, como consecuencia del sismo se levantó una gran polvareda que cubrió la ciudad. 08 de Enero de 1725.-
Gran sismo que se sintió en toda la costa sur del Perú, llegándose a sentir hasta el Callao, el pueblo de Camaná fue el que sufrió grandes daños, el mar salió sobrepasándose la línea de playa. 27 de Marzo de 1725.-
A las 07:35. Terremoto que arruinó la ciudad de Arequipa, ocasionando graves daños en sus templos, murieron 54 personas, 500 heridos, tuvo una magnitud de 8.4, en Arequipa alcanzó una intensidad de VII en la Escala Modificada de Mercalli. 13 de Mayo de 1784.-
A las 05:00. Terremoto que causó graves daños en los pueblos de Camaná, Ocoña, Caravelí, Chuquibamba y valle de Majes. Se sintió en Lima. Murieron 70 personas en Camaná y Ocoña, 60 en Chuquibamba y 32 en Caravelí, tuvo una magnitud de 7.9, y una intensidad de VII en la Escala Modificada de Mercalli. 10 de Julio de 1821.-
A las 21:15, fuerte sismo en Tacna, Arica y en el interior del departamento. de Arequipa, ocasionó algunas víctimas y alrededor de 32 heridos. 08 de Octubre de 1831.-
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18 de Setiembre de 1833.- A
las 05:45 violento movimiento sísmico que ocasionó la destrucción de Tacna y grandes daños en Moquegua, Arequipa, Sama, Arica, Torata, Locumba e Ilabaya, murieron 18 personas; fue‚ sentido en La Paz y Cochabamba, en Bolivia. A las 16:45. Este terremoto alcanzó una intensidad de grado XI y fue acompañado de tsunami. Según el historiador Toribio Polo (1904), este terremoto es uno de los mayores que se han verificado en el Perú desde su conquista. El epicentro posiblemente estuvo en el Puerto de Arica, se sintió hasta unos 1400 Kms. al norte y a la misma distancia hacia el sur. Este movimiento sísmico destruyó la ciudad de Arequipa, llegando a producir fracturas en los cerros de la caldera, inmediatos a los baños de Yura. Este movimiento sísmico ocasionó fuerte destrucción en Arica, Tacna, Moquegua, Ilo, Torata, Iquique y Arequipa. A las 17:37 empezó un impetuoso desbordamiento del mar. La primera ola sísmica alcanzó una altura de 12 metros y arrasó el puerto de Arica. A las 18:30, el mar irrumpió nuevamente con olas de 16 metros de altura, finalmente a las 19:10, se produjo la tercera ola sísmica que varó la corbeta América de 1560 toneladas y el Wateree de los Estados Unidos, que fueron arrojados a unos 300 metros de la playa tierra adentro. Las salidas del mar, arrasaron gran parte del litoral peruano y chileno, muriendo en Chala 30 personas y en Arica unas 300 personas. La agitación del océano llegó hasta California, Hawai, Yokohama, Filipinas, Sidney y Nueva Zelandia. 13 de Agosto de 1868.-
En Moquegua murieron 150 personas, en Arequipa 10 y en Tacna 3, se contaron como 300 movimientos sísmicos o réplicas hasta el 25 de agosto, tuvo una magnitud de 8.6. A las 19:30 horas se produjo un fuerte temblor local en arequipa que causó deterioros en los edificios, alcanzando una intensidad de VI en la Escala Modificada de Mercalli. 03 de Noviembre de 1869.-
A las 20:28. Un violento sismo que sacudió y averió las poblaciones de Ilo, Arica, Mollendo y otras. Se produjo un tsunami que inundó el puerto de Ilo y destruyó parte del ferrocarril. En la ciudad de Arica el mar avanzó m s de 600 metros. Esa misma noche se produjeron como 100 r‚plicas. La ola sísmica originada por esa conmoción se extendió casi por todo el Pacífico, llegando hasta las costas de Nueva Zelandia y Yokohoma, en Japón. 09 de Mayo de 1877.-
A las 19:36. Fuerte temblor en Mollendo, en la ciudad de Tacna ocasionó derrumbes de casas y paredes cuarteadas. Se sintió fuertemente en la ciudad de Arica y aún en Iquique. 04 de Mayo de 1906.-
A las 01:40. Este movimiento sísmico afectó gran parte de la costa sur situada entre Chala y Mollendo, causando roturas de tres cables submarinos frente a la costa, lo que se atribuyó a un deslizamiento del talud submarino. La posición geográfica del epicentro fue de -17º Lat. S. y -74º long. W, y alcanzó una magnitud de 7.0. 28 de Julio de 1913.-
A las 17:13. Terremoto que destruyó la ciudad de Caravelí, este movimiento produjo desplome de todos los edificios de dicha ciudad y derrumbes de las laderas del valle. Hubo 4 heridos, además afectó otras poblaciones situadas más al Sur como la de Chuquibamba. En Atico se destruyeron muchas edificaciones, 06 de Agosto de 1913.-
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resultando un muerto y varios heridos. En el pueblo de Ocoña el sismo causó daños apreciables en las edificaciones. En la ciudad de Arequipa ocasionó daños en algunos edificios. El epicentro se le ubicó en el Océano Pacífico frente al litoral, siendo su posición geográfica de -17º Lat. y -74º long. W., y su magnitud de 7.7, en Caravelí y Chuquibamba alcanzó una intensidad de VIII en la Escala Modificada de Mercalli, en Ocoña y Caylloma se sintió con una intensidad de VI. A las 09:50. Fuerte sismo que causó daños considerables en Arequipa, Caravelí y Mollendo. Fue sentido fuertemente en Chala, Acarí, Puquio, Palpa, Ica y Cañete. La posición geográfica fue de -16º Lat. S. y -72.5º long. W., se estima su profundidad focal en 50 kilómetros y su magnitud 7.4, en Arequipa y Mollendo se sintió con una intensidad de VI de la Escala Modificada de Mercalli 11 de octubre de 1922.-
A las 09:59. Se registró un fuerte sismo en el Observatorio Sismológico de Lima. Causó graves daños en el pueblo de Chuquibamba y Caravelí, además provocó daños en las ciudades de Arequipa y Moquegua. Se sintió con gran intensidad en las localidades de Puquio, Quicacha, Palpa, Chala y Mollendo, alcanzando intensidades de VII en Chuquibamba, en Arequipa y Mollendo se sintió con una intensidad de VI en la Escala Modificada de Mercalli. 11 de Octubre de 1939.-
A las 17:51. Terremoto en la región limítrofe de los departamentos de Ica y Arequipa, alcanzando intensidades de grado IX de la Escala Modificada de Mercalli, el epicentro fue‚ situado entre los paralelos de 14º y 16º de latitud Sur. Causó gran destrucción en un área de 18,000 kilómetros cuadrados. Murieron 30 personas por los desplomes de las casas y 25 heridos por diversas causas. Se sintió fuertemente en las poblaciones de Camaná , Chuquibamba, Aplao y Mollendo, con menor intensidad en Moquegua, Huancayo, Cerro de Pasco, Ayacucho, Huancavelíca, Cuzco, Cajatambo, Huaraz y Lima. Su posición geográfica fue -15º Lat. S. y -76º Long. W. y una magnitud de 8.4, en Arequipa tuvo una intensidad de V en la Escala Modificada de Mercalli. 24 de Agosto de 1942.-
A las 03:56. Fuerte movimiento sísmico en la región sur afectó parte de los departamentos de Arequipa, Moquegua y Tacna. Los efectos destructores fueron máximos dentro de un área aproximada de 3,500 Km 2, dejando el saldo de 1 muerto y 66 heridos. En el área central alcanzó el grado VII en la Escala Modificada de Mercalli. La posición geográfica del epicentro fu‚ de -17.4º Lat. S. y -71º Long. W. La profundidad focal se estimó en unos 60-70 Km., con una magnitud de 7.1, en Moquegua se sintió con una intensidad de VII y en Arequipa alcanzó una intensidad de VI en la Escala Modificada de Mercalli. 11 de Mayo de 1948.-
A las 06:03. Sismo ligeramente destructor en las poblaciones de Caravelí y Chuquibamba. En el área epicentral alcanzó el grado VI-VII en la Escala Modificada de Mercalli. La posición geográfica del sismo fue de -16.6º Lat. S. y -73.6º long. W., la magnitud fue de 7.1. 20 de Julio de 1948.-
A las 06:08. Fuerte temblor en el Sur del país. En la ciudad de Tacna se cuartearon las paredes de un edificio moderno, alcanzó una intensidad del grado VI en la Escala Modificada de Mercalli. Se sintió fuertemente en las ciudades de Moquegua y Arica. La posición geográfica fue de -17º Lat. S. y -71º long. W., y su profundidad de 100 Km. 03 de Octubre de 1951.-
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A las 14:14:29. Terremoto en Arequipa que causó 28 muertos y 133 heridos. Alcanzó una intensidad del grado VII en la Escala Modificada de Mercalli, y de grado VIII en la escala internacional de intensidad sísmica M.S.K.(Medvedev, Sponheuer y Karnik), este movimiento causó daños de diversa magnitud en todas las viviendas construidas a base de sillar, resistiendo sólo los inmuebles construidos después de 1940. 15 de Enero de 1958.-
Figura3.11: Isosistas del sismo del 15 de enero de 1958
Se considera los poblados más afectados por este sismo a Tiabaya, Sabandia, Cerrillos, incluyendo las viviendas construidas a base de adobe en el sector de La Pampilla, de igual manera sufrieron daños los domicilios situados a las orillas de la torrentera de San Lázaro; En Sachaca: La iglesia, el cementerio y la gran mayoría de casas fueron cuarteadas; la calle Mercaderes, es una de las zonas que sufrió fuertes daños, en la cual la mayoría de paredes se vinieron al suelo. Por efectos del sismo, se desprendieron enormes bloques de rocas tanto del volcán Misti como de los cerros circunvecinos. Los derrumbes dañaron en varios tramos la línea de ferrocarril a Puno, la carretera panamericana en el sector comprendido entre Chala y Arequipa, quedó cubierta en varios trechos por deslizamientos de magnitud variable, siendo la zona más afectada entre Camaná y Atico. El movimiento fue sentido de Chincha a Tarapacá en Chile, por el este en Cusco, Puno y otras localidades del Altiplano. El pueblo de Yura fue sacudido fuertemente, el movimiento sísmico también se sintió en las localidades de Chuquibamba, Aplao y Moquegua. La posición geográfica del epicentro fue localizado en las siguientes coordenadas: 16.479º Lat. S. y -71.648º Long. W., con una profundidad focal de 60 Km. y una magnitud 6.2.
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A las 10:40:34. Fuerte terremoto en el departamento de Arequipa que dejó un saldo de 63 muertos y centenares de heridos. 13 de Enero de 1960.-
El pueblo de Chuquibamba quedó reducido a escombros, siendo igualmente destructor en Caravelí, Cotahuasi, Omate, Puquina, Moquegua y la ciudad de Arequipa. En ésta última ciudad los edificios antiguos de sillar afectados por el sismo de 1958 sufrieron gran destrucción, como consecuencia del movimiento una inmensa nube de polvo cubrió gran parte de la ciudad, advirtiéndose gigantescos derrumbes de las faldas del volcán Misti, por toda la ciudad se miraba ruinas; fuera de Arequipa, Miraflores no mostraba mayores daños. Tiabaya, Tingo, Huaranguillo, Tingo Grande, Sachaca, Alata, Arancota, pampa de Camarones, Chullo y la urbanización de Hunter, exhibían el 90% de sus viviendas destruidas o a medio destruir. Igual cuadro presentaba La Pampilla, Paucarpata, Characato, Socabaya, Mollebaya y los distritos aledaños a éstos. A consecuencia del movimiento telúrico se produjo en Charcani un derrumbe que cortó el suministro de fluido eléctrico. Los canales de agua sufrieron también ruptura, principalmente el canal de Zamácola. Todas las casas del distrito de Polobaya, quedaron destruidas por efecto del sismo y apenas pasado el movimiento llovió granizada y la tormenta se produjo con rayos y relámpagos, el 95% de las casas de Puquina y alrededores quedaron completamente destruidas. En la zona urbana del puerto de Mollendo los daños se limitaron a algunas caídas de cornisas. Las carreteras de penetración a Puno, a las diversas localidades del departamento. y hacia la costa quedaron intransitables por los derrumbes. El radio de perceptibilidad fue‚ de aproximadamente 750 Km. sintiéndose en toda la extensión de los departamentos de Cuzco, Apurimac y Ayacucho. En el área epicentral la intensidad fue del grado VIII,en la escala internacional de intensidad sísmica M.S.K. Este sismo fue percibido en la ciudad de Lima con una intensidad del grado III y en la ciudad de la Paz con el grado III-IV. La posición geográfica del epicentro es de: 16.145º Lat. S. y -72.144º Long. W. La profundidad focal se estima en 60 Km., y una magnitud de 6.2.
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Figura. 3.12: Isosistas del sismo del 13 de enero de 1960 09 de Marzo de 1960.- A las 18:54, se produjo una
violenta réplica del terremoto del 13 de Enero, en la ciudad de Arequipa se cayeron las cornizas removidas, este sismo fue‚ sentido en Puno, en los Puertos de Matarani y Mejia tuvo una intensidad de V en la Escala Modificada de Mercalli, en la ciudad de Arequipa se sintió con una magnitud de 6.0; El epicentro se ubicó a -l6º Lat. S. y -72º Long. W. A las 04:00 se produjo un sismo en el sur del Perú, en Arequipa como producto del violento movimiento se registró cuatro heridos, y daños en las viviendas que ya se encontraban remecidas por anteriores sismos, este sismo tuvo una intensidad de VI en la Escala Modificada de Mercalli en la ciudad de Arequipa, en Mollendo y Ubinas alcanzó una intensidad de V. 26 de Enero de 1964.-
A las 05:08:53. Fuerte terremoto en el departamento de Arequipa, que ocasionó algunas muertes y muchos heridos. Este sismo produjo severos daños en las localidades de Chuquibamba y pueblos del valle de Majes. Alcanzó una intensidad máxima del grado VII en la Escala Internacional de Intensidad Sísmica M.S.K. 16 de Febrero de 1979.-
En la ciudad de Arequipa el sismo fue del grado VI habiendo afectado seriamente algunas viviendas de sillar. Además ocasionó graves daños en edificios relativamente modernos como el Hospital Regional Nº 2 (Ex-empleado) Programa académico de Arquitectura y el pabellón Nicholson, ubicados estos 2 últimos en los Campus de la Universidad de San Agustín. La posición geográfica del epicentro es localizada en las siguientes coordenadas: -16.515º latitud S. y -72.599º Longitud W. La profundidad focal se estima en 52.5 Km., y la magnitud de 6.2. 23 de Junio de 2001.- A las 15 horas 33 minutos, terremoto destructor que afectó el Sur
del Perú, particularmente los Departamentos de Moquegua, Tacna y Arequipa. Este sismo tuvo características importantes entre las que se destaca la complejidad de su
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registro y ocurrencia. El terremoto ha originado varios miles de post-sacudidas o replicas y alcanzó una intensidad máxima de VIII.
Figura. 3.13: Isosistas del sismo del 23 de junio del 2001
Las localidades más afectadas por el terremoto fueron las ciudades de Moquegua, Tacna, Arequipa, Valle de Tambo, Caravelí, Chuquibamba, Ilo, algunos pueblos del interior y Camaná por el efecto del Tsunami. El Sistema de Defensa Civil y medios de comunicación han informado la muerte de 35 personas en los departamentos antes mencionados, así como desaparecidos y miles de edificaciones destruidas. 3.6.2: Tectonismo de la Región Andina El Sur del Perú es, desde el punto de vista tectónico, una de las regiones más activas de la tierra y está sujeta a frecuentes fenómenos catastróficos, la actividad tectónica de la región occidental del continente sudamericano, está relacionada con la interacción principalmente de las Placas Litosféricas de América del Sur y de Nazca, constituyendo una de las regiones de subducción más extensas en nuestro planeta. En esa interacción también deben ser considerados los efectos que causan las placas menores próximas como la de Cocos y la del Caribe en la porción norte y la placa de Escocia en la porción sur, principalmente por presentar diferentes velocidad y direcciones del movimiento con relación a las placas principales. De acuerdo con Wortel (1984), el modelo simple de interacción entre una placa oceánica y otra continental sobre la región andina, que fue considerado poco después del lanzamiento de la teoría de la tectónica de placas, al inicio de la década de los 70, fue modificada en base a investigaciones subsecuentes que mostraban la existencia de cambios significativos de norte a sur, en la estructura de la placa sumergida y los procesos asociados con la subducción. entre estos procesos están los fenómenos sísmicos y vulcanológicos, el tectonismo superficial y la formación de depósitos minerales. Esos cambios no concuerdan con la velocidad de la convergencia entre esas 36
placas que es prácticamente uniforme a lo largo de toda la zona de subducción (~10 cm/año), la cual era considera como principal proceso del control de la subducción; esta discrepancia, de acuerdo con Wortel hace cuestionar la validez del modelo de la tectónica de placas para la región andina. Esa discrepancia entre tanto puede ser explicada (Wortel, 1984) tomándose en consideración la edad de la Placa Litosférica sumergida. Muchas de las complejidades de la zona de subducción en la región andina, resultan de la circunstancia peculiar de que la zona se encuentra en transición desde una etapa primitiva de absorción de la Placa Litosférica oceánica más antigua (>70 m.a. y que produce sismos profundos). Ese estado de transición habría provocado un modelo tectónico sobre la región andina con variaciones temporales importantes, principalmente con cambio en el ángulo de subducción y la extensión de la placa sumergida, además varios segmentos de esa placa se encuentran en diferentes etapas de esa evolución. Entre los elementos tectónicos más importantes relativos a la zona de subducción entre las placas de Nazca y de América del Sur, destacan las Dorsales Marinas Asísmicas, la Fosa Perú - Chile, los Volcanes activos y la Topografía de la Zona WB. La Dorsal de Nazca es una formidable elevación submarina de rumbo Suroeste. Está a 2500 metros por debajo de la superficie del mar, dividiendo a la Fosa Oceánica en dos segmentos, la Fosa de Arica hacia el SE y la Fosa de Lima hacia el NW. La Dorsal influye notablemente en la parte continental, determinando una inflexión en la dirección general de la Cadena Andina. Por consiguiente, la Cadena Andina se extiende en dirección NW a SE, a la latitud del contacto de la Dorsal con el continente, se dobla para seguir una nueva orientación de Oeste a Este, posteriormente recupera aproximadamente su dirección inicial, hasta aproximadamente la latitud del codo de Arica, tomando una dirección Sur. * Dorsal de Nazca:
La zona ha sido frecuentemente estudiada debido a las características peculiares presentes en la Placa de Nazca subduida bajo la región andina. Los investigadores como Isacks & Molnar (1971), Sykes (1972), Barazangi & Isacks (1976, 1979), Sacks (1977), Snoke et al. (1977), tomando como base los datos de los catálogos internacionales y las soluciones de los mecanismos focales muestran la existencia de características distintas en la zona WB. * Geometría del plano de subducción:
Utilizando la distribución Hipocentral de los sismos con focos superficiales e intermedios, fueron reconocidas hasta cuatro porciones en la placa de Nazca (Stauder, 1973, 1975; Barazangi & Isacks, 1976, 1979; Isacks & Barazangi, 1977). Estos investigadores concluyeron que entre 2 o - 15 o S, el plano de Benioff tiene un ángulo de subducción entre 5 y 10 grados hacia el Este, o sea es un plano casi horizontal donde no hay actividad volcánica, más aún, sin deformación en el continente, en tanto que desde los 15o a los 24o S y al sur de los 33 o S el ángulo de subducción alcanza los 30 o hacia el Este, y por el contrario, existe presencia de la actividad volcánica (Jordan et al., 1983). Además la "Deflexión de Abancay", una importante estructura transversal andina, que comprende seis sectores de fallas discontinuas con longitudes entre 3 y 18 kms., se presenta al norte de la zona de transición entre la zona de subducción casi horizontal y la porción con una subducción de 30O (Mercier et al, 1992).
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Los cambios en la geometría del plano de subducción sobre el sur del Perú y norte de Chile, fueron estudiados, posteriormente, por medio de datos de redes sísmicas locales, en trabajos presentados por Hasegawa & Sacks (1981), Grange et al. (1984), y Boyd et al. (1984), que confirmaron un plano con un ángulo de buzamiento menor en la porción central del Perú y un ángulo de casi 30 0 al sur del Perú, y atribuían este cambio del plano a una contracción y no a un empuje como había sido propuesto por Barazangi & Isacks (1979). Schneider & Sacks (1987) demostró que efectivamente en el sur del Perú la actividad sísmica muestra un ángulo de subducción mayor que el observado en el Perú Central, proponiendo entonces que se trata de una contorción en la placa. En la región Norte de Chile también se realizó varios estudios sismológicos; Comte & Suárez (1994) y Comte et al. (1994) han publicado algunos trabajos al respecto en esta región. Ellos dan evidencias de una fase de transformación a lo largo de la porción subduida, con fallamiento normal e inverso entre 100 y 200 km. de profundidad y la ausencia de una corteza oceánica subduida. Estudios efectuados por Abe & Kanamori (1979) mencionan que los sismos profundos e intermedios proveyeron importante información sobre las propiedades mecánicas y la distribución de esfuerzos de la placa oceánica subduida. Estudios sobre los sismos profundos en América del Sur, con esta finalidad, fueron efectuados por Suyehiro (1967), Khattri (1969), Mendiguren (1969), Wyss (1970), Isacks & Molnar (1971), Linde & Sacks (1972), Giardini (1984, 1986, 1988). A partir de los 300 km. de profundidad, no hay presencia de actividad sísmica en la zona WB sobre la región andina, sin embargo ésta vuelve aparecer cerca de los 500 km., lo que conduce a especulaciones sobre la continuidad en profundidad del plano, sobre esa región (Baranzagi & Isacks, 1976, 1979; Berrocal, 1991). Berrocal & Fernández (1997), proponen que la porción de la placa de Nazca que es subduida entre 24o y 14.5o S, parece tener continuidad lateral y en profundidad hasta los 600 km. Esa porción de la placa subduida, según ese trabajo, parece que está siendo contorsionada hacia el Sur, cuando se correlaciona con los sismos muy profundos ocurridos en el extremo Sur, sugiriendo además, que la placa que es subduida correspondiente a los otros sismos profundos es contorsionada en menor proporción que la del extremo Sur. También sobre la base de un mapa de contornos del plano, elaborado por los mismos autores, se observa el efecto provocado por las dorsales de Nazca y de Juan Fernández en la topografía de la porción subduida de la placa de Nazca, una contorción del plano parece ser originada por la subducción de esas dorsales. El efecto de la dorsal de Nazca es más evidente y provoca una porción subduida flotante, representada por la amplia separación de las Isópacas y la contorción cóncava y convexa de esos contornos alrededor del contacto de la dorsal con el continente. Esto también es observado en la subducción de la dorsal de Juan Fernández sobre Chile Central, en tanto que la dorsal Perdida aparentemente se curva hacia el Norte antes de ser subduida sobre la costa de Chile.
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Figura 3.14: a) Perspectiva del slab y posible geometría de la Placa de Nazca; b) Líneas de contorno del slab (Uribe, 2008)
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4: REVISION DE ESTUDIOS ANTERIORES
Aquí se han tomado en consideración los trabajos anteriormente realizados, referidos al área de estudio con énfasis en la Falla Chololo, con los comentarios respectivos. 4.1: Trabajo INGEMMET Narvaez, S. (1964): Geología de los cuadrángulos de Ilo y Locumba, SGM, Bol. 007-A, 75 pp. En esta publicación, ya se muestra el trazo de la falla Chololo (fig. 4.1), que tiene una sección principal justamente en el cerro Chololo, de donde tiene su nombre Como se puede observar, el trazo de la falla Chololo esta de NE a SW, y no llega hasta Ilo, pero también se encuentran otras trazas al sur de la misma. En el año 2000, el Ingemmet (A. Sánchez, T. Raymundo y W. Rossel) prepara la revisión del mapa geológico de Ilo, donde es posible notar algunas mejoras en el mayor detallamiento litológico (fig. 4.2) El trazo de la falla Chololo continuo con las mismas características del trazo inicial, es decir no se nota su prolongación hacia la ciudad de Ilo
Fig. 4.1: Mapa Geológico (SGM, 1964)
Fig. 4.2: Mapa Geológico (Ingemmet, 2000)
Con motivo del sismo del 23 de Junio del 2001, la ciudad de Ilo fue fuertemente afectada, y la aparición de un sistema de grietas en la denominada Pampa Inalámbrica (foto 4.1), llamo la atención en cuanto a la importancia de la falla de Chololo, a partir de la cual numerosos estudios fueron llevados a cabo.
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Foto 4.1: Aparición de grietas alineadas, durante el
sismo del 23/06/2001 (Ordesur, 2001)
4.2: Trabajo Audin - IRD A partir del 2001 y hasta el 2008, Laurence Audin, investigadora del IRD, confirman la presencia del trazo de la falla Chololo, a partir de un mayor detallamiento de fotografías aéreas y modelos digitales del terreno (DTM). El trazo de esta falla es extendido hasta el puerto de Ilo, atravesando la Pampa Inalámbrica, tal como se ve en la fig 4.3.
Fig 4.3: Traza de la s principales Fallas en Ilo (Audin et alle, 2001 - 2008)
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4.3: Trabajo UNSA – PNUD También el 2001, la UNSA, mediante convenio con el PNUD, realiza un trabajo tratando de delimitar el trazo del sistema de fallamiento presente en la Pampa Inalámbrica (fig 4.4)
Fig 4.4: Traza de falla por estudio de la UNSA (2001) Fig 4.5: Traza de falla por estudio de la UNSA (2001)
Como se observa en la fig 4.5, la traza de la falla demarcada en verde, no tiene continuidad respecto a la falla Chololo, que se encuentra en la margen izquierda del rio Ilo. 4.4: Trabajo COOPI En el año 2010, COOPI realiza un nuevo trazo con área de influencia de la falla Chololo, con base en mayores detallamientos de campo, dicho trazo se muestra en la fig 4.6, se alinea con quebrada existente y también con lo que sería la prolongación sur de la falla Chololo.
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Fig 4.6: Traza de falla por estudio de COOPI (2010)
Fig 4.7: Traza de falla por estudio de COOPI (2010)
4.5: Trabajo de Recopilación Municipio Distrital de El Algarronal Posteriormente, el Municipio Distrital de El Algarrobal, hace una compilación de la traza de falla y propone su resultado tal como se muestra en la fig. 4.8, el cual pretende además orientar la urbanización de la Pampa Inalámbrica
Fig 4.8: Traza de falla compilado por el Municipio de El Algarrobal (2012)
Un quinto trabajo es el compilado por el Municipio de el Algarrobal (fig 4.9), donde se colocan las franjas de influencia de la propuesta por la UNSA y COOPI
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Fig 4.9: Franjas de traza de falla Chololo, compiladas por el Municipio de El Algarrobal
De donde se puede apreciar que existe una franja que se alinea con la línea de transmisión eléctrica de SPCC (en guinda), la cual no ha sido verificada por ninguno de los estudios. La figura 4.10, que compila todas las trazas, muestra que la traza de la UNSA, compilada por el Municipio de El Algarrobal no concuerda con el trazo efectivamente colocado por la UNSA El trazo de la falla (línea de puntos azules), concuerda en parte con los trazos propuestos por UNSA y COOPI. La franja propuesta por Coopi, se alinea en parte con la traza Chololo y en parte con una falla más al Sur de la misma de dirección NW a W-E, que también concuerda con la depresión (quebrada) del terreno.
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Fig 4.10: Compilación de todas las trazas
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5: TRABAJOS DESARROLLADOS:
5.1: INTRODUCCIÓN: El trabajo de campo desarrollado por el equipo de la UNSA, durante el presente año, comprendió los siguientes aspectos: 1) Determinación de la traza de la falla Chololo, mediante la inspección de campo; buscando evidencias que permitieran tener certeza de la traza de la misma, ya sea por evidencias directas o indirectas. La información se ha trabajado preliminarmente en GIS con el sistema de coordenadas UTM WGS’84. 2) Investigación del subsuelo mediante técnicas indirectas; se programo la realización de tomografía eléctrica en los posibles trazos de fallamiento, de manera que permitieran conocer además las características del subsuelo 3) Determinar las características Geotécnicas del área mediante, toma de muestras en campo y ensayos de laboratorio. 4) Determinar la zona de restricción por la Falla Chololo. 5.2: INSPECCIÓN DE CAMPO: Para la inspección de campo se tomaron en consideración fotografías aéreas, imágenes satelitales, modelos digitales del terreno (fig 5.1 y fig 5.2)
Fig 5.1: Fotografía Aérea Regional (izquierda) Fig 5.2: Modelo Digital del Terreno (derecha)
También se hizo una serie de ajustes a la topografía de base del Municipio de El Algarrobal, como se muestra en la figura 5.3 46
Fig 5.3: Corrección de la Data
Topográfica
Se hizo el registro del sistema de grietas que apareció durante el sismo, elborandose un mapa que se muestra en la figura 5.4, se corroboro en campo, pues algunas viviendas muestran aun el signo del trabajo hecho para su recuperación.
Fig 5.4: Mapa de Grietas, del
sismo del 23/06/01
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Esta información ya interpretada ha sido desarrollada en el Capitulo 3: Marco Geológico. En el tiempo que se llevo a cabo el trabajo de campo, se observo que estaba proyectándose la cimentación de un reservorio, para esta cimentación se aperturo una fundación circular de aproximadamente 2.5 a 3.0 metros de profundidad, en la cual se observo la presencia de una grieta que cruzaban el área diametralmente (foto 5.1), con la siguiente orientación: N45°-30°E/75°-80°SE; que sigue el alineamiento de todo el sistema de grietas anteriormente mencionado.
Foto 5.1: Grieta Profunda en Cimentación de Reservorio
El sistema de grietas, que es parte de la Falla Chololo, se ha seguido hasta el litoral, observándose en el intrusivo sistemas coincidentes con la traza de la falla, además de observarse en los sedimentos también de la terraza litoral la presencia de turbiditas más hacia el sector Este, y la presencia de discordancia angular de depósitos recientes, que denotarían una actividad paleosismica
Foto 5.2: Discordancia Angular de depósitos recientes (Paleosismicidad)
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5.3: INVESTIGACION DEL SUBSUELO: Ya con las premisas anteriores, se proyecto la investigación del subsuelo por métodos geofísicos, en este caso por tomografía eléctrica 5.3.1: Esquema básico del funcionamiento del método. Independientemente de que la Tomografía eléctrica sea una técnica multielectródica, la base teórica de su funcionamiento es análoga al de los métodos de resistividad convencionales.
Fig 5.5:Esquema básico de los métodos de resistividad
Los métodos convencionales solo precisan 4 electrodos y se basan en introducir en el terreno, un campo eléctrico de corriente continua mediante dos electrodos de corriente (A,B) conectados a un miliamperímetro, mientras que con los otros dos electrodos (M,N) y que están conectados a un milivoltímetro, mediremos cual es la diferencia de potencial eléctrica ∆V entre esos dos puntos, parámetro a partir del cual podremos calcular el valor de la resistividad en el punto medio del dispositivo y a una profundidad determinada. Partiendo de estos conceptos básicos, la gran innovación del método de Tomografía eléctrica con respecto a los métodos convencionales, reside en que ahora se emplean varios electrodos de recepción en forma simultanea, de tal forma que todas las medidas se realizarán de forma totalmente automatizada, es decir sin necesidad de mover manualmente ningún electrodo. Ello se debe a que por un lado trabajaremos con un gran número de electrodos en el terreno (dispuestos equiespaciadamente), y por otro lado a que nuestro dispositivo de medida de resistividades, se encargará de realizar automáticamente toda la secuencia de medidas preestablecida, formando para ello y según las especificaciones predefinidas, todas las posibles combinaciones de 4 electrodos. De esta forma se irá obteniendo la variación de resistividad del subsuelo tanto en profundidad como lateralmente. En la figura 7.2 tenemos un ejemplo de la secuencia de medición utilizando el dispositivo Wenner.
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Fig 5.6: Secuencia de m edidas con dispositivo Wenner
5.3.2: La resistividad eléctrica. Cuando introducimos corriente eléctrica en el terreno, ésta se puede propagar de tres maneras diferentes a través del subsuelo: conducción dieléctrica (asociada a materiales muy poco conductivos o aislantes), conducción electrónica (asociada a materiales con electrones libres, ejm. los metales) y conducción electrolítica (asociada al movimiento de los iones presentes en el fluido intersticial del terreno). La conducción electrolítica es el modo de propagación más importante, y en el que se basa los métodos de resistividad. En un semiespacio homogéneo e isótropo de resistividad ρ, y sometido a una intensidad I , el valor del potencial V de un punto situado a una distancia r con respecto a un electrodo puntual es:
Si despejamos ρ obtendremos el valor de la resistividad para el punto medio del dispositivo. La resistividad no es más que una medida de la dificultad que la corriente eléctrica encuentra a su paso por un material determinado. Ahora bien la resistividad calculada a través de la expresión, en general corresponderá a la resistividad aparente del terreno y no a la resistividad real. Ello se debe a que el subsuelo esta compuesto generalmente por distintos materiales, por lo que el campo eléctrico introducido en el terreno afectará simultáneamente a diversas capas, de forma que la resistividad medida corresponderá a un valor intermedio de todas ellas. 5.3.3: Factores que afectan a la resistividad. La resistividad eléctrica es un parámetro que varía en función de las características del terreno. Algunos de los factores que lo influencian son: • • •
El grado de saturación del terreno. La temperatura. Porosidad y la forma de los poros. 50
La salinidad del fluido. El tipo de roca. Los procesos geológicos que afectan a los materiales. La presencia de materiales arcillosos con alta capacidad de intercambio catiónico. En la siguiente figura (Orellana) se exponen algunos de los rangos típicos de resistividad, en donde de forma implícita ya están recogidos la influencia de algunos de los factores anteriormente citados. No obstante destacar que los rangos pueden variar significativamente en función de las características del problema. • • • •
Fig 5.7: Se observan los valores de resistividad de las rocas más comunes, materiales de suelo y algunas sustancias químicas
5.3.4: Principio de la Tomografía eléctrica La técnica de la tomografía eléctrica emplea los valores de resistividad aparente medidos con los dispositivos geoeléctricos sobre la superficie del terreno, para generar imágenes del subsuelo donde se representan los valores de la resistividad verdadera de las diferentes zonas del subsuelo. La relación entre la resistividad aparente y la resistividad verdadera, es una relación compleja. Para determinar la resistividad verdadera del subsuelo a partir de los valores de la resistividad aparente, se aplica la técnica de la “inversión” (Loke, 2004). El objetivo de la inversión geofísica eléctrica es, como se acaba de indicar, encontrar un modelo de distribución de resistividades verdaderas en el subsuelo, que genere una respuesta similar a los valores de resistividad aparente medidos. Las relaciones matemáticas entre los valores de resistividad aparente medidos y la resistividad verdadera del subsuelo se obtienen a partir de métodos de elementos finitos o diferencias finitas. El procedimiento de generación de una tomografía eléctrica mediante inversión, parte de los datos de resistividad aparente medidos, representados en forma de pseudoperfil. A continuación se genera un modelo hipotético de resistividades verdaderas del 51
subsuelo, y resolviendo lo que se define como “cálculo del problema directo”, se llegaal modelo de resistividades aparentes que se derivaría del mismo. Estas resistividades aparentes se comparan con las realmente medidas, y se calcula el error cometido. A través de este error se modifica el modelo hipotético real de resistividades verdaderas, y se repite el proceso anterior. De este modo, tras una serie de iteraciones, se consigue un modelo de resistividades verdaderas del subsuelo que da explicación a las resistividades aparentes medidas. En el esquema de pseudosecciones que se incluye a continuación se detalla el procedimiento de inversión seguido para la obtención de una Tomografía Eléctrica.
Fig 5.8:Etapas seguidas en el proceso de inversión eléctrica
Aplicaciones: •
• • • • •
Litología Diferenciación de rocas con distinta alteración y áreas contaminadas Detección de Fallas, Canalizaciones y Cavidades Detección de plumas de contaminación Profundidad y Espesor de relleno Cuerpos Conductivos Filtraciones en presas Localización de restos arqueológicos
Equipo Empleado
Para el presente estudio se ha empleado un equipo de resistividad, cuyas características son: a) Transmisor - Receptor •
Marca
: Yokogawa
•
Fuente de alimentación
: Batería de 12 voltios
•
Voltaje de salida en 5 rangos
: 0 – 700 voltios 52
•
Corriente máxima de salida
: 200 mAmp
•
Potencia máxima
: 280 Wats
•
Sensibilidad máxima
: en milivoltios
•
Medición de resistividad
: 10-1 - 10-4
•
Impedancia de entrada
: 5m
Controla automáticamente al transmisor b) Accesorios •
•
Multitester elemento auxiliar del receptor
•
Equipo GPS
•
04 bobinas con cable eléctrico
•
06 Electrodos impolarizables
•
07 Electrodos de acero
•
Equipo de radio para comunicación.
5.3.5: Trabajo de campo. El trabajo de campo se realizó los días 09, 10, 11 y 12 de junio del presente año, de acuerdo a la topografía de la zona de estudio y de los objetivos propuestos para el proyecto, se realizó cuatro líneas de Tomografía Eléctrica en el sector donde se presume la presencia de fallamiento geológico, las líneas A – A’ y C – C’ alcanzaron una longitud de 520 metros; la línea B – B’ alcanzó una longitud de 480 metros y la línea D – D’ una longitud de 560 metros respectivamente. Se empleó el dispositivo geoeléctrico Dipolo – Dipolo, con una separación a = 40 metros para todas las líneas lo que permitió alcanzar una profundidad de investigación de aproximada de 70 metros. 5.3.6: Procesamiento de Datos e Interpretación. El procesamiento e interpretación, es la fase que nos permite determinar los parámetros básicos de resistividad verdadera y espesores de cada uno de los horizontes geoeléctricos que constituyen el subsuelo. Estos van ha depender del tipo de material, fisuración, contenido de agua, mineralización, salinidad, porosidad, características propias del suelo etc. Los datos obtenidos por el método de la Tomografía Eléctrica, se han procesado por medio de un software especializado (RES2DINV), el cual nos proporciona un perfil de las variaciones laterales de resistividad en forma continua de las características físico geológicas del subsuelo, que al ser estudiadas con las técnicas geofísicas proporciona valiosa información. 1) Interpretación de la Tomografía Eléctrica.
53
A) Perfil Geoeléctrico A – A’
Perfil ubicado en el lado Este - Sureste de la zona de estudio, sobre la Qda. Pampa Inalámbrica próxima a la carretera hacia el distrito del Algarrobal, tiene una longitud total de 520 metros, un espaciamiento interelectródico de 40 metros y una dirección SW – NE; se ha alcanzado una profundidad promedio de investigación de 70 metros. - En el perfil realizado se ha identificado una primera estructura geoeléctrica que tiene valores heterogéneos de resistividad que varían de 400 hasta más de 4500 Omhiosmetro; esta conformada por una cubierta superficial que se asocian con materiales arenosos de diferentes etapas de depositación intercaladas con caliches presentes en la zona de estudio, el espesor de esta estructura es irregular ya que guarda relación al basamento rocoso sobre la cual descansa. Podemos afirmar que el espesor promedio de estos materiales a lo largo del perfil es de 30 metros observandose que entre los 120 y 200 metros de la línea de tomografía eléctrica (TE) se presenta una mayor potencia de este material alcanzando un espesor promedio de 45 metros. Los altos valores de resistividad nos indican la ausencia o poca presencia de humedad en estos materiales. - Subyaciendo a la estructura anteriormente descrita se presenta una estructura geoeléctrica cuyos valores de resistividad oscilan entre 40 y 400 Omhios-metro; se relaciona a materiales pertenecientes al basamento rocoso, constituido por rocas de origen intrusivo, (Dioritas) fuertemente alteradas; presenta bajas resistividades probablemente por la humedad y sales retenidas ya que antiguamente habrían sido fondos marinos. Su superficie es irregular y presenta espesores muy variables alcanzando valores de hasta 40 metros. Entre los 340 y 420 metros de la línea de TE, la roca se encuentra menos intemperizada y fracturada que en otros sectores. Esta estructura presenta leve contenido de humedad y sales. - Las estructuras anteriormente descritas descansan sobre materiales de origen intrusivo (Dioritas), fuertemente consolidadas y no presentan contenido de humedad ni sales. - Estructuralmente la roca que sirve de basamento se encuentra fuertemente alterada e intemperizada y presenta un fuerte fracturamiento debido probablemente a la actividad tectónica ocurrida en la región. Se ha determinado la existencia de dos posibles ejes de falla con diferente buzamiento, las cuales se encuentran ubicadas en la parte central del perfil de TE, la primera entre los 0 y 200 metros de la línea y la segunda entre los 280 y 320 metros; se evidencian por la profundización de la humedad y contenido de sales que se presentan en la roca alterada y se corrobora por la presencia de la Qda. Pampa Inalambrica en superficie. B) Perfil Geoeléctrico B – B’
Perfil ubicado en la parte central de la zona de estudio y también ubicado sobre la Qda. Pampa Inalámbrica, tiene una longitud total de 480 metros, un espaciamiento interelectródico de 40 metros y una dirección SSW – NNE; alcanzando una profundidad promedio de investigación de 70 metros. - En este perfil se ha identificado la primera estructura geoeléctrica que tiene valores heterogéneos de resistividad que varían desde 400 hasta más de 3000 Omhios-metro; esta conformada por materiales arenosos de diferentes etapas de depositación intercaladas con caliches presentes en la zona de estudio, el espesor de esta estructura en este sector es casi uniforme y guarda cierta horizontalidad respecto al basamento 54
rocoso sobre la cual descansa. El espesor promedio de estos materiales a lo largo del perfil es de 30 metros. Los altos valores de resistividad nos indican la ausencia o poca presencia de humedad en estos materiales. - Subyaciendo a la estructura anteriormente descrita se presenta una estructura geoeléctrica cuyos valores de resistividad oscilan entre 25 y 400 Omhios-metro; se relaciona a materiales de origen intrusivo (dioritas) fuertemente alteradas; presenta bajas resistividades probablemente por la humedad y sales retenidas ya que antiguamente habrían sido fondos marinos. Su superficie es regular y presenta un espesor promedio de 30 metros. Esta estructura presenta leve contenido de humedad y sales. - Las estructuras anteriormente descritas descansan sobre materiales de origen intrusivo (dioritas), fuertemente consolidadas y no presentan contenido de humedad ni sales. - Estructuralmente la roca que sirve de basamento se encuentra fuertemente alterada e intemperizada y presenta un fuerte fracturamiento debido a lo fuertes procesos tectónicos de la región. Se ha identificado un posible eje de falla entre los 220 y 320 metros de la línea de TE; se evidencia por la profundización de la humedad y contenido de sales que presenta la roca alterada y se corrobora por la presencia de la Qda. Pampa Inalambrica en superficie. C) Perfil Geoeléctrico C – C’
Perfil ubicado al norte de zona de estudio, tiene una longitud total de 520 metros, un espaciamiento interelectródico de 40 metros y una dirección SE – NW; alcanza una profundidad promedio de investigación de 70 metros. - La primera estructura geoeléctrica identificada presenta valores heterogéneos de resistividad que varían desde 400 hasta más de 3000 Omhios-metro; esta conformada por materiales arenosos de diferentes etapas de depositación intercaladas con caliches presentes en la zona de estudio, el espesor de esta estructura es irregular ya que se adapta a la geoforma del basamento rocoso sobre la cual descansa. El espesor promedio de estos materiales a lo largo del perfil es de 25 metros. Los altos valores de resistividad nos indican la ausencia o poca presencia de humedad en estos materiales. - Subyaciendo a la primera estructura geoeléctrica se presenta un horizonte de bajos valores de resistividad que varían entre 08 y 400 Omhios-metro; se relaciona a materiales de origen intrusivo (dioritas) fuertemente alteradas; presenta bajas resistividades probablemente por la humedad y sales. Superficialmente su geoforma es irregular lo mismo que el espesor de esta zona alterada. Esta estructura presenta leve contenido de humedad y sales. - Las estructuras anteriormente descritas descansan sobre materiales de origen intrusivo (dioritas), fuertemente consolidadas y no presentan contenido de humedad ni sales. - Estructuralmente la roca que sirve de basamento se encuentra fuertemente fracturada debido a lo fuertes procesos tectónicos de la región. Se ha identificado dos posibles eje de falla, la primera se ubica entre los 160 y 230 metros y la segunda entre los 320 y 360 metros de la línea de TE; se evidencia por la profundización de la humedad y contenido de sales que presenta la roca fracturada asi como de los materiales arenosos en la prolongación de estas posibles zonas de fallamiento, esta zona de fallamiento se relacionaría con la Falla Chololo que se observa al NE de la Pampa Inalámbrica. 55
D) Perfil Geoeléctrico D – D’
Perfil que se ha ubicado al oeste de la zona de estudio, tiene una longitud total de 560 metros, un espaciamiento interelectródico de 40 metros y una dirección SSE – NNW; alcanza una profundidad promedio de investigación de 70 metros. - La primera estructura geoeléctrica identificada presenta valores heterogéneos de resistividad que varían desde 300 hasta más de 4000 Omhios-metro; esta conformada por materiales arenosos de diferentes etapas de depositación intercaladas con caliches presentes en la zona de estudio, el espesor de esta estructura en este sector es casi regular y se adapta a la geoforma del basamento rocoso sobre la cual descansa. El espesor promedio de estos materiales a lo largo del perfil es de 23 metros. Los altos valores de resistividad nos indican la ausencia o poca presencia de humedad en estos materiales. - Subyaciendo a la primera estructura geoeléctrica se presenta un horizonte de bajos valores de resistividad que varían entre 08 y 350 Omhios-metro; se relaciona a materiales de origen intrusivo (dioritas) fuertemente alteradas; presenta bajas resistividades probablemente por la humedad y sales. Superficialmente su geoforma es regular lo mismo que el espesor de esta zona alterada. Esta estructura presenta leve contenido de humedad y sales. - Las estructuras anteriormente descritas descansan sobre materiales de origen intrusivo (dioritas), fuertemente consolidadas y no presentan contenido de humedad ni sales. - Estructuralmente la roca que sirve de basamento se encuentra fuertemente fracturada debido a lo fuertes procesos tectónicos de la región. Se ha identificado un posible eje de falla que se encuentra entre los 0 y 120 metros de la línea de TE; se evidencia por la profundización de la humedad y contenido de sales que presenta la roca fracturada en esta posible zona de fallamiento, la cual se relaciona con el alineamiento de la Falla Chololo y la posible intersección con la falla determinada en la Quebrada, Pampa Inalámbrica.
d a d e a m d u a r h u y t c a r e l f s a s a c o n R o c s o s s o t i n s o e r ó p A e D
a d a d i l a o c n o s R o c
d a d s e s o a m s d o o t i n a r u h a d s e ó r u t y a p d A c i e a r s e l l f a o D a s c s a n c o n o R o c R o c
a d d a a a i d d c o l a e o d s a m R n r u u o t h c c y a r s f e l s s a c s a o o o t i s s n o R o ó n c p e e r A D
d a a d e d a r m u u h t c y a r f s e a l c a s o R n o c
s to i s s os p ó n o e e D Ar
a d a a i d l c o o s R n o c
s s o t o i s s o ó n p e e r A D
d a a d d r a e u t u m a c h r af y a a d c il d a s c el oR o o a n s R sn oc c o
a p m aP . c ai da br Q m a l al a de In e E j da a a o c dil R os n c o s s oi t s o s p ó n o e e D Ar
d a a d e d r a m u c t hu r af y a el s o c a R n s o c
s t o o s i ó s s e p n o D A r e a m p P a a a . r i c d Q b l a l a m d e I n a j e E
a d d a d a e t u r u m h a c y f r c a l e s R o s a n c o a a d a d o c l i R s o n c o
a a d a d o c l i R s o n c o
s t o s i ó s o s o p D e r e n A
d d a d a r a m e t u u c f r a y h a l e s o c a R n s c o
Fig 5.9: Resultados de la Tomografía Eléctrica, realizada en El Algarrobal
56
5.4: CARACTERISTICAS GEOTECNICAS DEL SITIO: 5.4.1: Introducción Con la finalidad de conocer las características geotécnicas más básicas del subsuelo en las inmediaciones de El Algarrobal, se procedió a hacer una descripción del suelo de fundación del Reservorio proyectado.
En este corte, se distinguieron tres capas de suelo, que se denominaron M1, M2, M3 Estrato Superior (M1): de 0 a 0.80 metros
Arena (60%), limos (25%) y grava (15%), color gris, presencia de caliche, compacta Estrato Medio (M2):0.80 a 1.50 metros
Arena (55%) beige parduzco, limos (25%), grava (10%), se nota una mejor estratificacion, medianamente compacta Estrato Inferior (M3): >
a 1.50 metros
Arena y limo (45%) gris, grava (25%), cantos (15%), boloneria (15%), medianamente compacta 5.4.2: Ensayos Efectuados: Se tomaron muestras de los tres estratos anteriormente descritos, y se realizaron simples de reconocimiento (cuadro 5.1). Cuadro 5.1: Ensayos Realizados Ensayo Descripción e Identificación de Suelos Granulometría Clasificación SUCS Densidad Máxima y Mínima Agresividad: Sales Solubles
ASTM D-2488 D-1556 D 2487 D-2049 D-590
57
En la fig 5.10, se muestra los resultados correspondientes a la granulometria, que indican que principalmente a arenas limosas: SM.
Fig 5.10: Resultados de ensayos de granulometría
Los valores de Densidad Relativa (DR), están en orden de 51.65% a 52.66%, los cuales nos indican que los suelos son medianamente compactos, y de allí compararlo con la susceptibilidad a la licuación, considerando dos niveles de de aceleración: 0.20g y 0.25g (fig 5.11).
Fig 5.11: Susceptibilidad a la licuación según la Densidad relativa
Los niveles de aceleración considerados, llevan relación con los acelerogramas del sismo del 23/06/2001, que dieron como máximo valor: 295.3 cm/s 2 para el registro en la ciudad de Moquegua (fig 5.12).
58
Fig 5.12: Máximas aceleraciones durante el sismo del 23/06/2001
Se hizo también un ensayo por sales solubles (fig 5.13), indicando que el primer estrato (M1), es el que presenta mayores contenido se sales (8800 ppm), que está por encima de lo tolerable, de ahí que se requiera medidas preventivas en las futuras construcciones
Fig 5.13: Contenidos de Sales Solubles
Los límites permisibles considerados en base a la normativa existente, son los siguientes: Cloruros: 1000 ppm Sulfatos: 1000 ppm Sales Solubles Totales: 7500 ppm En el cuadro 5.2, se muestra el resumen de los resultados obtenidos de laboratorio.
59
Cuadro 5.2: Resumen de Laboratorio Item
Ensayo
1
Contenido de Humedad (%)
M1
M2
M3
2.69
1.83
5.15
2
3
Densidad Máxima (g/cm )
1.94
1.96
1.79
3
Densidad Mínima (g/cm3)
1.78
1.82
1.62
4 5 6 7
Densidad Natural (g/cm3) Densidad Relativa (%) SUCS Contenido de Sales (ppm)
1.86 52.38 SM 8800
1.89 51.65 SP-SM 5300
1.70 52.66 SM 2200
5.5: TRAZA DE LA FALLA CHOLOLO: Con todos los antecedentes y consideraciones a los trabajos de verificación y reconocimiento, se ha procedido a colocar una franja de restricción por el trazo de la Falla Chololo (fig 5.14), la ocupación del mismo debe estar concordante al Reglamento de Zonificación Urbana del Planeamiento Integral Urbano de la Ciudad de Ilo
Fig 5.14: Restricción por Trazo de la
Falla Chololo, en el distrito de El Algarrobal
60
6: CONCLUSIONES •
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•
La morfología de El Algarrobal, corresponde a una planicie, continuación del Piedemonte del Litoral, de 4.5 x 6.5 km de extensión, con pendientes de 3°-5°, sobre una altitud promedio de 150 metros; El material del terreno de El Algarrobal, comprende un relleno aluvional de limos, arenas y gravas, que se encuentran con compacidad media, cementadas por sales y sulfatos. Este relleno tiene un espesor de hasta 40 metros, que se encuentra sobre un basamento ígneo, En el área de estudio está presente la Falla Chololo y otras secundarias, las cuales son transversales a la cadena Andina. El trazo actualmente definido corresponde al trazo mas posible de los sistemas de fallamiento presentes, el cual ha sido posible verificar a partir de imágenes satelitales, fotografías aéreas, en campo, además del sistema de grietas que son evidencias propias del sismo del 2001. Las investigaciones geofísicas por tomografía eléctrica, han confirmado la presencia de estas discontinuidades estructurales. Los estudios de Resistividad mediante el método de Tomografía Eléctrica en 2D han permitido determinar la presencia de tres horizontes geoeléctricos definidos por sus propiedades de conductividad eléctrica y espesor. La primera estructura geoeléctrica se asocia a depósitos de arena semi consolidados, sub superficialmente presentan muy poco contenido de humedad. Tiene un espesor promedio de 30 metros. El segundo horizonte está asociado a la parte superficial de la roca intrusiva (dioritas) fuertemente intemperizada y fracturada, presenta leve contenido de humedad y sales, su espesor es irregular. La tercera estructura está constituida por la roca intrusiva fuertemente consolidada y no presenta contenido de humedad. Su espesor no ha sido definido. El trazo actualmente definido comprende una franja de 50, 100 y 150 metros de la traza, como restricción, para propósitos de ocupación urbana en El Algarrobal. El terreno de la planicie de El Algarrobal, permite la amplificación de onda, por lo que esa variable debe ser considerada estrictamente en los diseños Las características del material del suelo de el algarrobal, se adecua más a un terreno colapsable, es decir en presencia de agua, presentara asentamientos, que debe ser previstos para las estructuras allí proyectadas.
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7: RECOMENDACIONES
Tomar en consideración en los Planes de Habilitacion Urbana, la franja de restricción del trazo actual de la falla Chololo, tal como se establece en el Reglamento de Zonificacion Urbana, por parte del equipo del Municipio, ello permitirá evitar pérdidas y daños a la población allí ubicada. Como la falla Chololo, tiene una longitud de más de 22 km, llegando hasta el litoral, se recomienda que las autoridades del Municipio Provincial de Ilo, tomen en cuenta el trazo de la Falla dentro de los Planes de Ordenamiento Territorial y Habilitación Urbana La metodología aquí desarrollada debe ser adecuada a otras ciudades del país.
62
8: REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS •
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•
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•
Zhen, Y. & Xia, S. (1997: The Study on the Dynamic Modulus of Geomaterials,
•
Juárez-Badillo, E. & Rico-Rodríguez, A. (2002); Mecánica de Suelo
•
•
Arzate, F., Barboza, G., López, D. & Pacheco M. (2006): Estudio GeológicoGeofísico para la evaluación de los hundimientos y agrietamientos en el área metropolitana San Luís Potosí-Soledad de Graciano Sánchez, México. Hibsch, C., Alvarado, A., Yepes, H., Sebrier, M. & Peres V. (1996): Falla activa de Quito y Fuentes sismogeneticas regionales: un estudio del registro sísmico de Quito (Ecuador) con el análisis de los sedimentos Cuaternarios.
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