Tipos de Movimientos en Masa - Geología, Apuntes de Geología. Universidad Catolica de La Santísima Concepción
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Tipos de Movimientos en Masa - Geología, Apuntes de Geología. Universidad Catolica de La Santísima Concepción

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Apuntes de movimientos en masa para geología.
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3Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

1.2 TIPOS DE MOVIMIENTOS EN MASA

En esta sección se presentan definiciones para las siguientes clases de movimientos en masa: caídas, vuelcos, deslizamientos, flujos, propagaciones laterales, reptaciones; se describe además cierto tipo de deformaciones gravitacionales profundas (Tabla 1.1). En los Anexos A y B se presentan ejemplos de diversos tipos de movimientos en masa en los Andes. Para cada tipo de movimiento en masa se describe el rango de velocida- des, parámetro importante ya que ésta se relaciona con la intensidad de aquellos y la amenaza que pueden significar. Se menciona la relación del intervalo de velocidades típicas con la escala de velocidades propuesta por Cruden y Varnes (1996), la cual se presenta en la Tabla 1.2.

Tabla 1.1 Tipos de movimientos en masa descritos en este capítulo.

Tipo Subtipo

Caídas Caída de roca (detritos o suelo) Volcamiento Volcamiento de roca (bloque)

Volcamiento flexural de roca o del macizo rocoso

Deslizamiento de roca o suelo Deslizamiento traslacional, deslizamiento en cuña Deslizamiento rotacional

Propagación lateral Propagación lateral lenta Propagación lateral por licuación (rápida)

Flujo Flujo de detritos Crecida de detritos Flujo de lodo Flujo de tierra Flujo de turba Avalancha de detritos Avalancha de rocas Deslizamiento por flujo o deslizamiento por licuación (de arena, limo, detritos, roca frac- turada)

Reptación Reptación de suelos Solifluxión, gelifluxión (en permafrost)

Deformaciones gravitacionales profundas

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4 Movimientos en Masa en la Región Andina

Tabla 1.2 Escala de velocidades según Cruden y Varnes (1996).

Clases de velocidad Descripción Velocidad (mm/s) Velocidad típica

7 Extremadamente rápido 5 × 10³ 5 m/s

6 Muy rápido 5 × 10¹ 3 m/min

5 Rápido 5 × 10-¹ 1,8 m/h

4 Moderada 5 × 10-³ 13 m/mes

3 Lenta 5 × 10-⁵ 1,6 m/año

2 Muy lenta 5 × 10-⁷ 16 mm/año

1 Extremadamente lenta

1.2.1 Caída (Fall) La caída es un tipo de movimiento en masa en el cual uno o varios bloques de suelo o roca se desprenden de una ladera, sin que a lo largo de esta superficie ocurra des- plazamiento cortante apreciable. Una vez desprendido, el material cae desplazándose principalmente por el aire pudiendo efectuar golpes, rebotes y rodamiento (Varnes, 1978). Dependiendo del material desprendido se habla de una caída de roca, o una caída de suelo. El movimiento es muy rápido a extremadamente rápido (Cruden y Varnes, 1996), es decir con velocidades mayores a 5 × 10¹ mm/s. El estudio de casos históricos ha mostrado que las velocidades alcanzadas por las caídas de rocas pueden exceder los 100 m/s.

Una característica importante de las caídas es que el movimiento no es masivo ni del tipo flujo. Existe interacción mecánica entre fragmentos individuales y su trayec- toria, pero no entre los fragmentos en movimiento.

En Evans y Hungr (1993) se pueden consultar ejemplos de caída de roca fragmen- tada (Anexo A y Figuras 1.1 y 1.2). Los acantilados de roca son usualmente la fuente de caídas de roca, sin embargo también puede presentarse el desprendimiento de bloques de laderas en suelo de pendiente alta.

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5Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

(a) (b)

(c) (d)

Figura 1.1 Caída de rocas (a) Comunidad Chullpa Khasa, Provincia de Ayopaya, Departamento de Cochabamba, Bolivia (Fotografía G. Quenta) (b) Margen izquierda del río Huaura, provincia de Oyon, Lima, Perú (Fotografía L. Fídel) (c) Costa Patagónica, Comodoro Rivadavia, Argentina (d) Carretera Pativilca – Huaraz, Lima, Perú (Fotografía L. Fídel).

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6 Movimientos en Masa en la Región Andina

1.2.2 Volcamiento (Toppling) Se denomina así a un tipo de movimiento en masa en el cual hay una rotación gene- ralmente hacia adelante de uno o varios bloques de roca o suelo, alrededor de un punto o pivote de giro en su parte inferior. Este movimiento ocurre por acción de la gravedad, por empujes de las unidades adyacentes o por la presión de fluidos en grie- tas (Varnes, 1978). El volcamiento puede ser en bloque, flexional (o flexural) y flexio- nal del macizo rocoso como se describe a continuación.

Goodman y Bray (1976) diferencian el vuelco de bloques del vuelco flexural. El primero involucra roca relativamente competente, donde el fallamiento ocurre por pérdida de estabilidad y rotación de uno o varios bloques a partir de un punto en su base, semejante al vuelco de libros en un estante (Figura 1.3). El volcamiento de blo- ques es controlado por una orientación específica de discontinuidades y generalmente está asociado a velocidades altas. El vuelco flexural, en cambio, involucra roca mas frágil y densamente diaclasada; el fallamiento ocurre por el doblamiento de colum- nas de rocas delgadas. Los movimientos en este caso pueden ser lentos y graduales (Figura 1.4).

(a) (b)

Figura 1.2 (a) Esquema de la caída de rocas (b) Corominas y Yagué (1997) denominan a este movimiento “colapso”.

(a) (b)

Figura 1.3 Esquema del vuelco en bloque (De Freitas y Waters, 1973 en Varnes, 1976).

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7Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

El vuelco flexural del macizo rocoso es un movimiento de una ladera a gran escala el cual involucra deformación flexural gradual de estratos densamente diaclasados, con buzamientos altos, usualmente en rocas metamórficas como esquistos o filitas (Nichol et al., 2002). Los vuelcos flexurales del macizo rocoso son con frecuencia dúctiles, el movimiento es evidente y se auto estabiliza, sin embargo, pueden conducir al desarrollo de un movimiento rotacional al formarse un plano de ruptura a lo largo de la superficie de bisagra del vuelco. Este último tipo es denominado por Corominas (1989), cabeceo (Figuras 1.5, 1.6 y 1.7).

(a)

(b)

(a)

(c)

Figura 1.4 Vuelco de rocas (a) Vista general y detalle de volcamiento flexural en esquistos cuarzo micáceos. Urbanización Macaracuay, Caracas, Venezuela (Fotografía D. Salcedo) (b) Vuelco flexural carretera Bogotá – Villavicencio, Colombia (Fotografía M. García) (c) Esquema de vuelco por flexión según Corominas y Yagué (1997).

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8 Movimientos en Masa en la Región Andina

(a) (b)

Figura 1.5 (a) Esquema de vuelco del macizo rocoso según Nichol et al. (2002) y (b) Esquema del movimiento denominado cabeceo por Corominas (1989).

(a) (b)

Figura 1.6 Volcamiento flexural que se convirtió en un deslizamiento de roca, La Clapiére, Francia (a) 1982 y (b) 1987 (Fotografías O. Hungr).

Figura 1.7 Esquema del volcamiento flexural en La Clapiére, Francia, ilus- trado en la Figura 1.6 (Follacci, J.P, 1987).

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9Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

1.2.3 Deslizamiento (Slide) Es un movimiento ladera abajo de una masa de suelo o roca cuyo desplazamiento ocu- rre predominantemente a lo largo de una superficie de falla, o de una delgada zona en donde ocurre una gran deformación cortante.

En el sistema de Varnes (1978), se clasifican los deslizamientos, según la forma de la superficie de falla por la cual se desplaza el material, en traslacionales y rotacionales. Los deslizamientos traslacionales a su vez pueden ser planares o en cuña. Sin embargo, las superficies de rotura de movimientos en masa son generalmente más complejas que las de los dos tipos anteriores, pues pueden consistir de varios segmentos planares y curvos, caso en el cual se hablará de deslizamientos compuestos (Hutchinson, 1988) (Ver el capítulo 5).

Deslizamiento traslacional (Translational slide) Es un tipo de deslizamiento en el cual la masa se mueve a lo largo de una superficie de falla plana u ondulada. En general, estos movimientos suelen ser más superficiales que los rotacionales y el desplazamiento ocurre con frecuencia a lo largo de discontinuida- des como fallas, diaclasas, planos de estratificación o planos de contacto entre la roca y el suelo residual o transportado que yace sobre ella (Cruden y Varnes, 1996).En un macizo rocoso, este mecanismo de falla ocurre cuando una discontinuidad geológica tiene una dirección aproximadamente paralela a la de la cara del talud y buza hacia ésta con un ángulo mayor que el ángulo de fricción (Hoek y Bray, 1981).

En los casos en que la traslación se realiza a través de un sólo plano se denomina deslizamiento planar (Hoek y Bray, 1981) (Figuras 1.8, 1.9 y 1.10). El deslizamiento en cuña (wedge slide), es un tipo de movimiento en el cual el cuerpo del deslizamiento está delimitado por dos planos de discontinuidad que se intersectan entre si e inter- sectan la cara de la ladera o talud, por lo que el cuerpo se desplaza bien siguiendo la dirección de la línea de intersección de ambos planos, o el buzamiento de uno de ellos (Figuras 1.11, 1.12 y 1.13).

La velocidad de los movimientos traslacionales puede variar desde rápida a extre- madamente rápida.

Figura 1.8 Deslizamiento planar según los pla- nos de estratificación de capas de areniscas y lutitas, Estado Falcón, Venezuela (Fotografía D. Salcedo).

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10 Movimientos en Masa en la Región Andina

Figura 1.9 Quebrada la Troya, Argentina (Foto- grafía SEGEMAR).

(a) (b)

(c)

Figura 1.11 Detalle de la configuración de dos diaclasas que condicionan un deslizamiento en cuña (Fotografía D. Salcedo).

Figura 1.10 (a) y (b) Esquema de un desliza- miento traslacional, llamado resbalamiento y corrimiento según Corominas Dulcet y García Yagué (1997) (c) Esquema de deslizamiento tras- lacional de roca en Cerchiaria di Calabria, sur de Italia (la disgregación del material no puede observarse debido a la escala de la figura). Según Antronico et al., 1993 en Dikau et al., (1996).

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11Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

(a) (b)

Figura 1.13 Esquema de un desliza- miento en cuña.

Deslizamiento rotacional (Rotational slide, Slump) Es un tipo de deslizamiento en el cual la masa se mueve a lo largo de una superficie de falla curva y cóncava. Los movimientos en masa rotacionales muestran una mor- fología distintiva caracterizada por un escarpe principal pronunciado y una contra- pendiente de la superficie de la cabeza del deslizamiento hacia el escarpe principal. La deformación interna de la masa desplazada es usualmente muy poca. Debido a que el mecanismo rotacional es auto-estabilizante, y éste ocurre en rocas poco competentes, la tasa de movimiento es con frecuencia baja, excepto en presencia de materiales alta- mente frágiles como las arcillas sensitivas (Figuras 1.14 a 1.18).

Los deslizamientos rotacionales pueden ocurrir lenta a rápidamente, con velocida- des menores a 1 m/s.

Figura 1.12 Deslizamiento en cuña (a) Cerro Partido, Lima, Perú (b) Carretera Loja-Zamora, sector San Francisco, Loja, Ecuador.

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12 Movimientos en Masa en la Región Andina

Figura 1.14 Deslizamiento rotacional ocurrido en la Provincia de Chimborazo, Paccha, Ecuador, 2004 (Fotografía Kashypa Yada).

(a)

Figura 1.15 (a) Deslizamiento rotacional, Cara- cas, Venezuela (Fotografía D. Salcedo) (b) Des- lizamiento rotacional de Yauriquilla, margen izquierda del río del mismo nombre; en rocas intrusivas muy alteradas, Carretera Curasco – Progreso, Apurímac, Perú (Fotografía B. Zavala).

(b)

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13Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

Figura 1.16 Deslizamiento rotacional, Cerro Mizhquiyacu, Ecuador, 1993.

Figura 1.17 (a) Fotografía del deslizamiento rotacional de Inti Huasi, Argentina (Tomado de Sales et al., 2002).

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14 Movimientos en Masa en la Región Andina

Como se mencionó antes, algunos deslizamientos tienen superficies de falla que no son ni rotacionales ni planares. Este tipo de deslizamiento es denominado por Hutchinson (1988) deslizamiento compuesto. La superficie de ruptura se desarrolla a lo largo de planos de plegamiento, o por la intersección de varias discontinuidades planares o por la combinación de superficies de ruptura y de planos de debilidad de la roca. El movimiento a lo largo de superficies de deslizamiento compuestas no es cinemáticamente posible sin que ocurra cizalla interna significativa en el cuerpo del deslizamiento (Hutchinson, 1988) (Figura 1.19).

Los deslizamientos compuestos usualmente presentan un control estructural resultando en superficies de ruptura irregulares de complejidad variable. El tipo más común de deslizamiento compuesto incluye movimiento rotacional a lo largo de un escarpe principal seguido de un desplazamiento a lo largo de una superficie de debi- lidad casi horizontal, usualmente paralela a la estratificación en rocas sedimentarias. Usualmente los deslizamientos compuestos se caracterizan por pequeños escarpes y la formación de estructuras de “graben” o fosa, lo cual los diferencia morfológicamente de los deslizamientos rotacionales (Figura 1.19).

Figura 1.17 (b) Perfil del deslizamiento mostrado en la Figura 1.17(a) (Tomado de Sales et al., 2002).

Figura 1.18 Esquema de un deslizamiento rotacional mostrando los rasgos morfológicos característicos.

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15Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

Figura 1.19 (a) Deslizamiento compuesto, zona urbana de Caracas, Venezuela (Fotografía Daniel Salcedo) (b) Deslizamiento compuesto en rocas sedimentarias Cretáceas Valle Scatter, BC, Canadá (Hungr et al., 1984).

(b)

(a)

En consecuencia, las propiedades mecánicas del cuerpo del deslizamiento juegan un papel importante en los deslizamientos compuestos, en contraste con los desli- zamientos rotacionales o traslacionales, que no requieren deformación interna y en los cuales la resistencia al deslizamiento radica en las propiedades de la superficie de ruptura.

Se pueden dar muchas otras formas de movimientos en masa compuestos. Los deslizamientos que se presentan en laderas de alta pendiente en rocas competentes

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16 Movimientos en Masa en la Región Andina

son usualmente compuestos, debido a que la superficie de ruptura debe desarrollarse siguiendo una serie de discontinuidades de orientaciones muy variadas. Dado que requieren desarrollar deformación interna para que ocurra el deslizamiento, se desin- tegran con rapidez tan pronto como se inicia el movimiento. Hungr y Evans (2004) proponen el término “colapso de roca” para este tipo de deslizamiento, evitándose la necesidad de especificar el mecanismo de ruptura. (Este corresponde al término fran- cés “écroulement de roche”, o al alemán “Bergsturz”). Estos deslizamientos de roca ocurren a lo largo de una superficie irregular compuesta por numerosas discontinui- dades orientadas al azar y separadas por segmentos de roca intacta (“puentes de roca”). Ocurren súbitamente y con velocidades altas, por lo cual están entre los deslizamien- tos más amenazantes y difíciles de analizar y predecir. Este tipo de movimiento usual- mente se transforma en caída de roca, si son de magnitud pequeña, o en avalanchas de roca cuando son de gran magnitud.

1.2.4 Propagación Lateral (Lateral Spread) La propagación o expansión lateral es un tipo de movimiento en masa cuyo desplaza- miento ocurre predominantemente por deformación interna (expansión) del material. La mayoría de los deslizamientos y los flujos involucran algún grado de expansión. Las propagaciones laterales pueden considerarse como la etapa final en una serie de movi- mientos donde la deformación interna predomina decididamente sobre otros meca- nismos de desplazamiento como los que imperan en el deslizamiento o el flujo.

Varnes (1978) distingue dos tipos de propagación, uno en que el movimiento afecta a todo el material sin distinguirse la zona basal de cizalla, típico de masas roco- sas, y otro que ocurre en suelos cohesivos que sobreyacen a materiales que han sufrido licuefacción o a materiales en flujo plástico.

Las propagaciones laterales pueden desarrollarse y evidenciar deformación plástica de materiales frágiles bajo el peso de una unidad competente (Figuras 1.20 y 1.21) Algunos autores señalan que hay una relación continua entre deslizamientos y expan- siones laterales, dependiendo de la importancia de la deformación interna. De esta

Figura 1.20 Propagación lateral, Comodoro Rivadavia, Argentina (Fotografía IGRM-SEGE- MAR).

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17Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

forma, muchos casos de propagación lateral podrían incluirse dentro de la categoría de deslizamientos compuestos, como lo propone Hutchinson (1988).

Debe hacerse una distinción importante entre las propagaciones laterales lentas como las que ocurren en estratos rocosos gruesos que sobreyacen a materiales blandos, y las que involucran licuación de materiales sensibles tales como arenas saturadas de densidad relativa baja a media o limos y arcillas sensitivas. En las primeras el estrato competente superior puede fracturarse y separarse en bloques o losas; el material blando inferior fluye hacia las grietas entre los bloques (Figuras 1.21 a y b) y así el movimiento de éstos es extremadamente lento. Las segundas, usualmente inducidas por terremo- tos, son extremadamente rápidas y peligrosas (Figura 1.21c). Algunos autores prefieren incluir este último tipo de movimiento en masa bajo la categoría de deslizamientos por flujo, los cuales se describen más adelante (Hungr et al., 2001) o en los flujos.

Figura 1.21 Esquema de expansiones laterales, según Varnes (1978).

1.2.5 Flujo (Flow) Es un tipo de movimiento en masa que durante su desplazamiento exhibe un com- portamiento semejante al de un fluido; puede ser rápido o lento, saturado o seco. En muchos casos se originan a partir de otro tipo de movimiento, ya sea un deslizamiento o una caída (Varnes, 1978).

Hungr et al. (2001), clasifican los flujos de acuerdo con el tipo y propiedades del

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18 Movimientos en Masa en la Región Andina

material involucrado, la humedad, la velocidad, el confinamiento lateral y otras carac- terísticas que los hacen distinguibles; así mismo, aportan definiciones que enfatizan aspectos de uso práctico útiles para el estudio de amenazas.

Es importante hacer la distinción entre los diferentes tipos de flujos cuando se ana- liza la amenaza a que está sometida un área ya que, como se describe mas adelante, el potencial destructivo es característico de cada tipo. Por ejemplo, es importante esta- blecer la diferencia entre flujo de detritos y avalancha de detritos. En el caso del flujo de detritos (movimiento en masa canalizado) el estudio de amenaza se deberá concentrar en una trayectoria pre-establecida o canal y en el área de depositación o abanico, áreas potencialmente afectadas. En cambio, una avalancha de detritos puede desplazarse sobre áreas abiertas en laderas de alta pendiente. Por supuesto las avalanchas de detritos con frecuencia encuentran un canal pre-existente y se convierten en flujos de detritos.

Otra distinción importante de uso práctico para el estudio de amenazas es aquella entre flujos de detritos y crecidas de detritos (inundaciones o avenidas de detritos). Las crecidas (debris flood) presentan un potencial destructivo relativamente bajo con res- pecto a los flujos de detritos (debris flow) (Hungr, 2005).

La descripción de los siguientes tipos de flujo se basa principalmente en los autores ya mencionados, Varnes (1978), Hungr et al. (2001), Hungr (2005).

Flujo secos El término flujo trae naturalmente a la mente la idea de contenido de agua, y de hecho para la mayoría de los movimien- tos de este tipo se requiere cierto conte- nido de agua. Sin embargo, ocurren con alguna frecuencia pequeños flujos secos de material granular y se ha registrado un número considerable de flujos gran- des y catastróficos en materiales secos (Varnes, 1978).

El flujo seco de arena es un proceso fundamental en la migración de dunas de arena (Figura 5.21). Los flujos secos de talud son importantes en la forma- ción de conos de talud (Evans y Hungr, 1993) (Figura 1.22). Los de limo a veces son desencadenados por el fallamiento de escarpes empinados o barrancos de material limoso (Hungr et al., 2001).

Figura 1.22 Cono de detritos, quebrada Quis- cas, Lima, Perú (Fotografía S. Núñez).

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19Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

Flujo de detritos (Debris flows) Es un flujo muy rápido a extremadamente rápido de detritos saturados, no plásti- cos (Índice de plasticidad menor al 5%), que transcurre principalmente confinado a lo largo de un canal o cauce con pendiente pronunciada. Se inician como uno o varios deslizamientos superficiales de detritos en las cabeceras o por inestabilidad de segmentos del cauce en canales de pendientes fuertes. Los flujos de detritos incor- poran gran cantidad de material saturado en su trayectoria al descender en el canal y finalmente los depositan en abanicos de detritos (Figuras 1.23 a 1.25). Sus depósi- tos tienen rasgos característicos como albardones o diques longitudinales, canales en forma de u, trenes de bloques rocosos y grandes bloques individuales. Los flujos de detritos desarrollan pulsos usualmente con acumulación de bloques en el frente de onda (Figura 1.26 a). Como resultado del desarrollo de pulsos, los caudales pico de los flujos de detritos pueden exceder en varios niveles de magnitud a los caudales pico de inundaciones grandes. Esta característica hace que los flujos de detritos tengan un alto potencial destructivo (Figuras 1.27 a 1.29).

La mayoría de los flujos de detritos alcanzan velocidades en el rango de movi- miento extremadamente rápido descrito en la Tabla 1.2, y por naturaleza son capaces de producir la muerte de personas (Hungr, 2005). Las velocidades de los flujos se determinan generalmente en el campo por observación de las superelevacio- nes del flujo en las curvas del canal las cuales se reflejan en marcas de lodos o de vegetación afectada (Costa, 1984 en Hungr, 2005). Asimismo, dichas velo- cidades se pueden determinar con base en la diferencia en elevación de diques o albardones longitudinales formados al desbordarse el flujo en las márgenes de curvas del canal (Figura 1.26 b).

Hay un tipo de flujo de detritos de gran magnitud que ocurre en los volca- nes, ya sea durante las erupciones o en el periodo entre éstas; por lo general movi- lizan depósitos de material volcánico no consolidado. Estos son denominados usualmente como lahares.

Muchos de los desastres más devasta- dores en el mundo, en términos de pér- didas económicas, han sido atribuidos a

Figura 1.23 Flujos de detritos, Cuenca del río Checras, Lima, Perú (Fotografía L. Fídel).

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20 Movimientos en Masa en la Región Andina

Figura 1.24 Flujos de detritos (a) Tambo de Viso, Departamento de Lima, Perú, enero 16 de 1998 y (b) Quebrada Tapaya, río Andahua, Laguna de Chachas, Arequipa, Perú (Fotografía B. Zavala).

(b)

(a)

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21Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

flujos de detritos. Entre otros, se pueden mencionar los casos de Vargas en Venezuela (1999), Taiwán (1996) y el lahar detonado por el derretimiento de nieve del Volcán Nevado del Ruiz, Colombia (1985). Además, una fracción significativa de muertes durante desastres regionales, causados por tormentas o terremotos, se debe a la ocu- rrencia de flujos y avalanchas de detritos en zonas de topografía abrupta (Jakob y Hungr, 2005).

Figura 1.25 Esquema de flujos canalizados y no canalizados, según Cruden y Varnes (1996).

(a)

(b)

Figura 1.26 (a) Corte esquemático típico de un flujo de detritos. Frente con bloques de un pulso del flujo de detritos (diagrama de Pierson, 1986) (b) Superelevaciones medidas en el campo para determinación de la velo- cidad del flujo de detritos (Hungr, 2005).

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22 Movimientos en Masa en la Región Andina

Figura 1.27 (a) Secuencia que muestra depósitos de antiguos flujos de detritos en el río Colorado, Chile (b) bloque de roca arrastrado 14 km por un flujo de detritos durante el evento de Parraguirre-Colorado, ocurrido el 29 de noviembre de 1987. El peso estimado es de 3.000 toneladas. El volumen de material involucrado en este evento se estimó en 20 millones de m³ (Hauser, 2002).

(b)(a)

Figura 1.28 Flujos de detritos depositados en el abanico de Caraballeda, Estado Vargas, Vene- zuela durante el evento catastrófico de diciembre 15 /16 de 1999 (Fotografía L. Smith, US ACE).

Figura 1.29 Flujos de detritos y flujos de lodo catastróficos ocurridos durante una erupción del Volcán Nevado del Ruiz, Colombia, 1985. Se estima que este evento dejó más de 23.000 muer- tes y destrucción física estimada en más de 218 millones de dólares (1985 US dólares) (Fotogra- fía INGEOMINAS).

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23Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

Crecida de detritos (Debris floods) Flujo muy rápido de una crecida de agua que transporta una gran carga de detritos a lo largo de un canal, usualmente también llamados flujos hiperconcentrados (Hungr et al., 2001). Es difícil distinguir entre un flujo de detritos y una crecida de detritos con base en la concentración de sedimentos, por lo que deben diferenciarse según el cau- dal pico observado o potencial. Las crecidas de detritos se caracterizan por caudales pico 2 ó 3 veces mayores que el de una crecida de agua o inundación. De esta manera, la capacidad de daño de una crecida de detritos es similar a la de una inundación y los objetos impactados quedan enterrados o rodeados por los detritos, con frecuencia sin sufrir daño (Figura 1.30). Sin embargo, pueden ocurrir eventos excepcionales por descargas de agua inusualmente altas, tales como las producidas por el rompimiento de presas naturales o artificiales (outbursts), la liberación súbita de agua de lagos glaciales (GLOFs) o subglaciales (jökulhlaups) (Hungr, 2005). Estos son denomina- dos aluviones, en Perú, Chile y Argentina.

Los depósitos de crecidas de detritos están compuestos comúnmente por mezclas de arena gruesa y grava pobremente estratificada. Se diferencian de los depósitos de flujos de detritos en que las gravas que los forman presentan una textura uniforme- mente gradada sin matriz en todo el depósito, e imbricación de clastos y bloques (Pierson, 2005).

Figura 1.30 Crecida de detritos en el valle del río Aconcagua, sector Puntilla del Viento, Chile, 1980 (Hauser, 2002).

Flujo de lodo (Mud flow) Flujo canalizado muy rápido a extremadamente rápido de detritos saturados plásticos, cuyo contenido de agua es significativamente mayor al del material fuente (Índice de Plasticidad mayor al 5%). El carácter de este tipo de movimiento es similar al del flujo de detritos, pero la fracción arcillosa modifica la reología del material. También se distingue de los deslizamientos por flujo de arcilla (capítulo 5, Glosario), en que el flujo de lodo incorpora agua superficial durante el movimiento, mientras que el deslizamiento por flujo ocurre por licuación in situ, sin un incremento significativo del contenido de agua (Hungr et al., 2001). En algunos países de Sudamérica se deno- mina flujo o torrente de barro (Figuras 1.31 y 1.32).

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24 Movimientos en Masa en la Región Andina

Flujo de tierra (Earth flow) Es un movimiento intermitente, rápido o lento, de suelo arcilloso plástico (Hungr et al., 2001). Los flujos de tierra desarrollan velocidades moderadas, con frecuencia de centímetros por año, sin embargo, pueden alcanzar valores hasta de metros por minuto (Hutchinson, 1998). El volumen de los flujos de tierra puede llegar hasta cien- tos de millones de metros cúbicos (Figura 1.33).

Las velocidades medidas en flujos de tierra generalmente están en el intervalo de 10-⁵ a 10-⁸ mm/s, y por tanto son generalmente lentos o extremadamente lentos.

(a) (b)

Figura 1.31 Flujos de lodo (a) Carretera a Mendoza, Guardia Vieja, Chile, 1987 (Fotografía A. Hauser) (b) Allpacoma, Bolivia, 2004.

Figura 1.32 Flujo de lodo, Cerro Yantajirca, Yanahuanca, Pasco, Perú (Fotografía L. Fídel).

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25Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

Figura 1.33 Flujos de tierra (a) Sector Chalhuahuacho, Apuri mac, Perú (Fotografía B. Zavala) (b) Flujos de detri- tos y flujos de tierra genera- dos durante el sismo M = 6,4 de Páez en junio 6 de 1994, Páez, Huila, Colombia. El sismo desencadenó múltiples deslizamientos traslacionales planares que se transformaron en flujos de detritos y flujos de tierra causantes de las mayores pérdidas asociadas a este sismo (Schuster et al., 2002) (c) Flujo de tierra, Ecuador (Fotografía DINAGE).

(a)

(b)

(c)

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26 Movimientos en Masa en la Región Andina

Deslizamiento por flujo (deslizamiento por licuación) (Flow slide) El término flow slide fue introducido por Casagrande (1936), para designar desliza- mientos que en fases posteriores a su iniciación se comportan como un flujo, como resultado de licuación (Varnes, 1978). Hungr et al. (2001) lo definen como flujo muy rápido o extremadamente rápido de una masa de suelo con estructura granular orde- nada o desordenada. Ocurre en taludes de pendiente moderada e involucra un exceso de presión de poros o licuación del material en la zona donde se origina el movi- miento en masa (Figura 1.34). De acuerdo con el tipo de material, puede denominarse más específicamente como: deslizamiento por flujo de arena, deslizamiento por flujo de limo, deslizamiento por flujo de detritos o deslizamiento por flujo de roca débil (Hungr et al., 2001). Debe enfatizarse que este término implica la licuación del mate- rial que hace parte del movimiento en masa, aunque en general la licuación ocurre sólo después de un desplazamiento importante.

Los deslizamientos por flujo ocurren en cierto tipo de materiales como arenas o limos saturados no compactados o arcillas “extra-sensitivas” (quick clays). Varnes (1978) denomina a este tipo de movimiento en masa como “flujos de tierra rápidos”, sin embargo este nombre puede ser confundido con los “flujos de tierra” lentos como se definió antes. La definición de Varnes de velocidad rápida corresponde a un rango muy lento de velocidad para este tipo de movimientos (Tabla 1.2).

El término “deslizamiento por flujo” no tiene ninguna connotación morfológica o cinemática, es simplemente un término propuesto por los primeros investigadores del proceso de licuación, como Casagrande (1936). Este es un término muy importante desde el punto de vista práctico, ya que los deslizamientos por flujo, por sus caracterís- ticas de ocurrencia súbita, altas velocidades y grandes distancias de viaje, representan

Figura 1.34 Deslizamiento por flujo en tilita glacial, desencadenado por alta presión de poros en enero de 2005. Cypress Road, West Vancouver, Canadá (Fotografía O. Hungr).

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27Tipos de Movimientos en Masa – Clasificaciones

uno de los fenómenos más peligrosos. Por fortuna, su ocurrencia está limitada a cier- tos materiales geológicos que son susceptibles de licuación durante su fallamiento. También son características de este tipo de materiales la tendencia a reducir su volu- men, y la pérdida de la resistencia durante la falla (Figura 1.34).

El movimiento de algunos deslizamientos por flujo está dominado por deforma- ción interna del material y aquellos podrían denominarse mejor propagaciones latera- les extremadamente rápidas.

Avalancha de detritos (debris avalanches) Flujo no canalizado de detritos saturados o parcialmente saturados, poco profundos, muy rápidos a extremadamente rápidos. Estos movimientos comienzan como un des- lizamiento superficial de una masa de detritos que al desplazarse sufre una conside- rable distorsión interna y toma la condición de flujo. Relacionado con la ausencia de canalización de estos movimientos, está el hecho de que presentan un menor grado de saturación que los flujos de detritos, y que no tienen un ordenamiento de la granulo- metría del material en sentido longitudinal, ni tampoco un frente de material grueso en la zona distal (Hungr et al., 2001).

Las avalanchas, a diferencia de los deslizamientos, presentan un desarrollo más rápido de la rotura. Según el contenido de agua o por efecto de la pendiente, la tota- lidad de la masa puede licuarse, al menos en parte, fluir y depositarse mucho más allá del pie de la ladera (Varnes, 1978). Las avalanchas de detritos son morfológicamente similares a las avalanchas de rocas (Figura 1.35).

Figura 1.35 Avalanchas de detritos durante el evento catastrófico de Vargas, Galipán, Estado Vargas, Venezuela, 1999 (Fotogra- fía Instituto Geográfico de Venezuela Simón Bolívar).

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buena informacion
muy bueno, gracias
Excelente
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