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UNIVERSIDADDE CmLEFACULTADDE CIENCIAS FÍSICAS Y MATEMÁTICASDEPARTAMENTO DE GEOLOGÍA

FACTIBILIDADDE UTILIZACIÓN DE TÉCNICAS GEOFÍSICAS EN ESTUDIOSDE FENÓMENOSDE REMOCION EN MASA.

CASO: DESLIZAMIENTODE SANJOSÉ DE MAIPO

MEMORIA PARA OPTAR AL TÍTULO DE GEÓLOGO

MANUEL ALEJANDRO ALVAREZ ARRIAGADA

PROFESOR GuÍA:SERGIO ANDRES SEPULVEDA VALENZUELA

MIEMBROS DE LA COMISIÓN:SOFIA REBOLLEDO LEMUS

EMILIO EDUARDO VERA SOMMER

SANTIAGO DE CHILENOVIEMBRE 2006

INDICE

1. Introducción…………………………………………….. 03 1.1 Formulación General del Estudio………………………………… 3 1.2 Objetivos………………………………………………………….. 4 1.3 Metodología………………………………………………………. 41.4 Ubicación y Vías de Acceso……………………………………… 5 1.5 Estudios Anteriores……………………………………………….. 5

2. Marco Geológico………………………………………… 82.1 Generalidades……………………………………………………. 8 2.2 Rocas Estratificadas……………………………………………… 9 2.3 Estructuras………………………………………………………... 11

3. Geología y Geomorfología local…………………………12 3.1 Geología………………………………………………………….. 13 3.2 Geomorfología Local…………………………………………….. 18

4. Marco Teórico:Remociones en Masa y Técnicas Geofísicas……………… 22 3.3 Fenómenos de Remoción enMasa……………………………….. 22 3.4 Métodos de Exploración Geofisica………………………………. 27

5. Antecedentes del Deslizamiento………………………... 45

6. Análisis, Resultados y Modalización……………………50

7. Discución y Conclusiones………………………………..62 7.1 Discusión…………………………………………………………. 62 7.2 Conclusiones………………………………………………………66

8. Referencias………………………………………………. 67

9. Anexos……………………………………………………. 71 9.1 Apendice I Clasificación simplificada de fenómenos de remoción en masa………72 9.2 Apendice II Datos obtenidos………………………………………………………..73 9.3 Mapa geologico a escala 1:20000

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1. INTRODUCCIÓN

1.1 Formulación General del Estudio

En Chile se conjugan una serie de factores geográficos, climáticos, tectónicos y geológicos, que interactuando en el tiempo y en el espacio, favorecen el desarrollo de procesos de remoción en masa (Hauser, 1993). Estos procesos han producido pérdidas humanas y grandes daños materiales, trasformándolos en una amenaza tanto para poblados y carreteras como para la infraestructura de producción de energía, minería y turismo. El costo asociado a estos daños materiales puede ser, salvo en deslizamientos pequeños, muchas veces mas alto que el costo asociado a su previsión (Rib y Liang 1978).

Los ambientes andinos en Chile Central, están constituidos por secuencias volcánicas y sedimentarias que han sido sometidas a intensas deformaciones postcretácicas, desarrollando una especial susceptibilidad de las laderas de los valles al desarrollo de fenómenos de remoción en masa, por lo que la ocupación de estos valles ha incrementado considerablemente el riesgo (Hauser, 2000).

La localidad de San José de Maipo, con más de 10.000 habitantes, situada a 48 Km. al este de Santiago, es un ejemplo de la ocupación de las laderas del valle del río Maipo. Este poblado se encuentra precisamente sobre una secuencia de rocas volcánicas con intercalaciones de sedimentos continentales pertenecientes a la Formación Abanico (Thiele, 1980), donde Carrasco (2000) ha reconocido una serie de depósitos asociados a remociones en masa antiguas y actuales, lo que, según la autora, es representativo de zonas de inestabilidad.

Uno de los pasos fundamentales en la reducción del riesgo asociado al establecimiento de poblaciones en estos lugares, es la investigación de estos movimientos de suelo o roca. Determinar sus características, tipos, mecanismos de inestabilidad, factores de control y causas, permiten entender el comportamiento de estos fenómenos con el fin de reducir este riesgo (González de Vallejo, 2002), ya que según Rib y Liang (1978) la mayoría de los deslizamientos pueden ser predichos si se realiza una investigación apropiada en el tiempo.

La determinación de los parámetros geométricos de los depósitos de remociones en masa o el estudio de su cinemática es un paso fundamental en su investigación, existiendo numerosos ejemplos en que ha sido llevada a cabo mediante distintas técnicas geofísicas. Entre estas técnicas, la Refracción Sísmica, sustentada en el contraste de velocidad de onda entre el material deslizado y el material imperturbado, ha demostrado ser muy útil en la estimación de la profundidad de la superficie de ruptura y la extensión del depósito desde principios de la década de 1960 (Trantina, 1963; Bogoslovsky, 1977), utilizándose hasta la actualidad (Narwold y Owen, 2002; Meric et al., 2005). La Gravimetría, si bien, comenzó a aplicarse mas tardíamente en deslizamientos (Calcagnile, 1982) ha dado resultados igualmente satisfactorios (Del Gaudio, 2000) gracias a que los cambios de densidad registrados en el material desplazado pueden producir una perturbación medible en la fuerza de gravedad en superficie. La técnica de Sondaje Eléctrico Vertical (SEV) está basada en el desarrollo heterogéneo del potencial eléctrico en el subsuelo debido a los cambios en la resistividad de los distintos medios que se presentan en profundidad, cambio causado, entre otras cosas, por la ocupación de fluidos en poros y fracturas. Esta condición

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ha permitido (Meric et al., 2005; Lapenna et al., 2006) delinear las masas afectadas por el movimiento en el caso de aplicaciones a fenómenos de remoción en masa.

Pese al lo anterior, no existe metodología clara ni evaluación, actual (Rowe et al,1986), de la aplicabilidad de estas técnicas en el caso particular de remociones en masa en las laderas de los valles en los Andes Centrales.

Dada esta carencia, en este trabajo, se pretende evaluar la factibilidad de utilización de las técnicas de refracción sísmica, gravimetría y sondaje eléctrico vertical para determinar la geometría de los depósitos producto del Deslizamiento de San José de Maipo, reconocido y caracterizado por Carrasco (2000).

Este deslizamiento ha sido seleccionado dado que se le considera un alto grado de riesgo al estar adyacente a construcciones en las vecindades de San José de Maipo. Sin embargo, no han sido determinadas en detalle la geometría ni las propiedades geomecánicas del deslizamiento, por lo que, si la metodología que se aplicará lo permite, se determinarán las características geológico-geotécnico de estos depósitos, tal como se sugiere en el trabajo de Carrasco (2000).

1.2 Objetivos

1.2.1 General

Este trabajo tiene por objetivo general evaluar la capacidad de las técnicas geofísicas de refracción sísmica, gravimetría y sondaje eléctrico vertical (SEV) como herramientas para caracterizar y delimitar los depósitos producto del Deslizamiento de San José de Maipo.

1.2.1 Específicos

Reconocer, en terreno, los depósitos asociados al deslizamiento corroborando o modificando, en detalle, la cartografía geológica existente.

Determinar la profundidad de la superficie de ruptura y la extensión lateral del depósito.

Entregar una visión clara de las capacidades de cada método y la metodología de aplicación de cada uno, en este tipo de depósitos.

Comparar los resultados obtenidos independientemente, con el fin de probar la robustez de cada técnica.

1.3 Metodología

Para alcanzar los objetivos expuestos se aplicó la siguiente metodología, ordenada, de acuerdo al objetivo específico correspondiente:

Se caracterizó litológica y geométricamente el depósito producto del Deslizamiento activado en 1997 en la localidad de San José de Maipo. Además, se realizó un mapeo geológico, a escala 1:20.000 del área circundante al deslizamiento.

Se definió la ubicación, orientación y longitud de los perfiles para cada técnica geofísica con la información obtenida en terreno. Se determinó, además, la disposición y

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distribución de los receptores y fuentes en los casos que sea necesario. En particular se realizaron tres perfiles sísmicos, uno longitudinal y dos transversales al depósito, un perfil transversal gravimétrico y un perfil transversal de resistividad. La adquisición de estos datos se realizó con el equipo disponible en el Departamento de Geofísica de la Universidad de Chile; Un sismógrafo portátil de exploración Geode™ ES-3000 de 24 canales, un gravímetro Scintrex® CG-3 y un equipo experimental de resistividad cuyo ensamble se realizó en el mencionado departamento. Se realizaron varias campañas de corta duración dada la cercanía de la zona de estudio y la diversidad de equipo necesario.

Se procesaron, analizaron e interpretaron los datos obtenidos en terreno; la transferencia de la información se llevó a cabo mediante las interfases computacionales con que cuenta cada equipo y el procesamiento se basó en el marco conceptual presentado en el capítulo 4, utilizándose el lenguaje de programación Matlab©. En base a estos resultados, se determinó la capacidad que tiene cada técnica de estimar la superficie de ruptura y la extensión lateral del depósito.

Una vez obtenidos los resultados, se determinó la geometría del depósito. Se comparó, además, la compatibilidad de los resultados obtenidos mediante los distintos métodos como medida de la robustez de las técnicas.

1.4 Ubicación y Vías de Acceso

La zona de estudio se encuentra en la ladera occidental del cordón montañoso que limita por el este a la localidad de San José de Maipo, localidad que pertenece a la Provincia Cordillera de la Región Metropolitana. Este poblado se ubica entre los 33°36’44’’ y 33°39’28’’ S y entre los 70° 19’ 36’’ y 70° 22’ 08’’ O (Figura 1.1). Al lugar de estudio se accede, ya sea, desde el oeste a través del Camino Macul-El Volcán (Ruta G-25) que corre por la ribera oriente del río Maipo, o desde el este por el Camino Lagunillas (Ruta G-355). Este último es un camino secundario, de ripio, que bifurca desde la Ruta G-25.

1.5 Estudios Anteriores

La geología de la zona fue realizada, entre muchos autores, por Thiele (1980), quién, confecciona un mapa geológico completo de la Cordillera Principal del sistema montañoso Andino que se encuentra al este de la ciudad de Santiago (Hoja Santiago, escala 1:250000). En este mapa la zona de trabajo pertenece a la formación Abanico que ha sido ampliamente estudiada presentándose edades radiométricas, cronoestratigrafía, estudios de proveniencia y análisis de facies sedimentarias y estudios de carácter estructural. Aguirre (1999) estudia las condiciones de depositación y formación de una secuencia volcánica que aflora al sur de la localidad de San José de Maipo mientras que los rellenos Cuaternarios de la zona han sido caracterizados por Chiu (1991) y reestudiados por Ormeño (2006).

1.5.1 Geofísica Aplicada a Deslizamientos

Desde el principio de la década de 1960 se han utilizado métodos sísmicos para delimitar y caracterizar deslizamientos (Trantina, 1963). Estas herramientas han demostrado ser muy útiles, recurriéndose a ellos hasta la actualidad (Narwold y Owen, 2002; Meric et al., 2005) con procedimientos simples y equipos similares para cada metodología sísmica. Las interpretaciones que se han hecho están basadas en la diferencia,

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de las propiedades físicas, entre el material deslizado y la roca basal o sedimento no perturbado subyacente, lo que causa velocidades sísmicas distintas.

Si bien la gravimetría comenzó aplicarse mas tardíamente en deslizamientos (Calcagnile et al., 1982) ha dado resultados igualmente satisfactorios (Del Gaudio, 2000). Los cambios de densidad que se registran en el material desplazado pueden producir un cambio medible en la fuerza de gravedad en la superficie. Estas diferencias permiten estimar la estructura que separa los materiales en profundidad.

La técnica de Potencial Espontáneo se sustenta en el desarrollo heterogéneo del potencial eléctrico que se desarrolla subsuelo debido, entre otras cosas, al filtraje de fluidos. Esta condición ha permitido (Meric et al., 2005; Lapenna et al., 2006) delinear las masas afectada por el movimiento.

En Chile, si bien existen numerosos trabajos, en distintas especialidades, realizados mediante herramientas geofísicas, aplicaciones geofísicas en la caracterización de remociones en masa son escasas. Esto a pesar, que las tres técnicas mencionadas, no son costosas (relativamente) ni destructivas y su equipo es portátil y accesible.

Figura 1.1: Ubicación y accesos al área de estudio, en el mapa pueden verse la rutas G-25 y G-355

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1.5.2 Fenómenos de Remoción en Masa en Región Metropolitana

Las remociones en masa chilenas han sido estudiadas especialmente por Hauser (1981), quién, entre otros trabajos, ha identificado esteros y quebradas en los valles del Maipo, Volcán y Yeso donde han ocurrido periódicamente remociones en masa y ha caracterizado los principales fenómenos de remoción en masa chilenos dando una variedad de ejemplos (1993, 2000). Garrido (1984, 1987) realizó una caracterización de la geología, geomorfología y propiedades geotectónicas en el sector oriental de la cuenca de Santiago, agregando, además, estudios de riesgo sísmico, de inundación y de remoción en masa en la misma zona. Carrasco (2000) ha reconocido y caracterizado, sin detallar la geometría, los depósitos producto del Deslizamiento y Flujo de Barro de 1997 y del Flujo de Barro de 1999, depósitos en los que se realizará este trabajo.

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2. MARCO GEOLOGICO

2.1 Generalidades

El marco geotectónico de Chile Central ha estado caracterizado, al menos desde el Jurásico Inferior, por la subducción de litosfera oceánica bajo litosfera continental, condicionando diversos procesos geológicos como: el magmatismo, ubicación del arco volcánico con respecto a la fosa, desarrollo de cuencas, orogenia y tectonismo (Mpodozis y Ramos, 1989).

El área de estudio, ubicada en Chile Central, se enmarca en una zona de transición entre una subducción subhorizontal y una subducción “normal” o andina, cambio que ocurriría aproximadamente a los 32º 30’ S (Pardo et al., 2003, Mpodozis y Ramos, 1989; Barazangi e Isaacks, 1976). Según Pardo et al. (2003), la zona puede dividirse en un segmento norte (26º00’S – 32º 30’S) que comienza con una pendiente de la placa subductada que disminuye desde ~27º hasta ser casi horizontal (< 10º), y un segmento sur (33º S – 36º S) donde la placa subducta con una pendiente aproximada de 27º, manteniendo su inclinación con la profundidad.

Figura 2.1 Principales morfoestructuras de la segmentación andina entre los 32° y 35° S. Extraído de Fock (2005) y basado en Charrier y Muñoz (1994), Gambiagi et al. (2003) y Tassara y Yañez (2003).

Este cambio notable de ángulo de subducción ha sido correlacionado con la subducción de la Dorsal de Juan Fernández (DJF) que comienza alrededor de los 32º 30’ S, que podría provocar un efecto boyante en la placa subductada favoreciendo el desarrollo de la subducción plana (Pardo et al., 2003; Yáñez et al., 2002).

El segmento andino al que pertenece Chile Central muestra 5 unidades morfoestructurales principales dispuestas en franjas con orientación norte–sur, las que de oeste a este, son (Figura 2.1): Cordillera de la Costa, Depresión Central, Cordillera Principal, Cordillera Frontal y Precordillera, más el antepaís argentino (Wall et al., 1999).

La zona de estudio se ubica, específicamente, en la Cordillera Principal y está constituida principalmente por una secuencia de rocas volcánicas y sedimentarias

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estratificadas que ha sido asignada a la Formación Abanico (Figura 2.2) por Thiele (1980).

Figura 2.2: Mapa geológico reproducido de Fock (2005), quien lo extrajo de Thiele (1980), Baeza (1999) y Sernageomin (2002). El cuadrado verde encierra el área de estudio, emplazada en la Formación Abanico

2.2 Rocas Estratificadas

2.2.1 Formación Abanico (Aguirre, 1960)

La Formación Abanico es una unidad continental, muy gruesa, de génesis predominantemente volcánica. Se encuentra expuesta al menos entre los 32º 30’ S y sobrepasando, por el sur, los 35° S (Charrier et a., 2001).

Estos depósitos han sido mapeados en la zona por Thiele (1980) como dos franjas paralelas de orientación aproximadamente N-S, separadas por los depósitos de la Formación Farellones.

En Chile Central, al sur de los 33º, donde la Cordillera Principal y la Cordillera de la Costa son perfectamente distinguibles, la franja oeste está limitada por depósitos Cuaternarios de la Depresión Central, mientras que la franja este de esta Formación está limitada por una serie sedimentaria Mesozoica (Fm. Colimapu). Por el Sur es interrumpido por un gran batolito y cubierta por el grupo volcánico Tinguiririca, aproximadamente a los 34.8º S (Charrier et al., 2001).

La Formación Abanico subyace tanto por a la Formación Farellones como a unidades volcánicas jóvenes y depósitos sedimentarios Cuaternarios (Thiele, 1980). Tanto en el margen este como en el oeste de los afloramientos quedan expuestos contactos

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depositacionales entre los depósitos Cenozoicos y las unidades Mesozoicas, según Charrier et al. (2001).

En el margen oeste, entre las latitudes 33º y 33º15´ S, en el límite norte de la Depresión Central, se ponen en contacto los depósitos Oligo-Miocenos con el Cretácico de la formación Lo Valle (Selles 1999), y entre los 33º45´ y 34º S se presenta un contacto depositacional con la Formación Las Chilcas (Selles 2000). El contacto en el margen este entre las unidades Cenozoicas y Mesozoicas en el valle del río Maipo es la falla Chacayes-Yesillo.

La Formación Abanico consiste en una serie de depósitos volcanoclásticos y lavas de composición ácidas a intermedias con intercalaciones, que pueden llegar a tener 500 m. de espesor, de sedimento lacustre, fluvial y aluvial. El total llega a sumar entre 2500 y 3000 m. de potencia. Las rocas volcanoclásticas están constituidas por Tobas y Brechas volcánicas. Las brechas volcánicas gruesas contienen clastos de andesitas porfídicas y afaníticas en una matriz lítica arenosa de grado medio. Las lavas presentan una composición que va entre: andesitica a riolítica según Vogel (1999) o andesitica basáltica a andesita según Fock (2005). Existen, además, ciertas intercalaciones sedimentarias compuestas por depósitos detríticos de grano grueso a fino, micrita y ocasionalmente por calizas oolíticas. No existe evidencia de sedimentación marina. Los lentes sedimentarios son mas comunes en la franja este que en la oeste. Abundantes diques de composición andesítica a dacítica cortan este depósito. Stocks de composición mayoritariamente granodiorítica fueron emplazados en estas rocas durante las primeras etapas del Mioceno. (Charrier et al., 2001). La Formación Abanico está penetrada por un metamorfismo de bajo grado, cuya mineralogía indica un desarrollo de las facies Zeolita a Prenita-Pompellita según Vergara et al. (1993), esta zeolitización y cloritización, permitiría distinguirla de la Formación Farellones. A pesar de esto, Rivano et al. (1990) postulan que grandes afloramientos al este de Santiago, asignados a la Formación Farellones, pertenecerían a la formación Abanico. La alteración afecta principalmente a la matriz de las rocas volcanoclásticas y epiclásticas oscureciendo sus características petrológicas originales.

Existen rápidas variaciones litológicas N-S y E-W y fuerte deformación local lo que impide caracterizar esta unidad con una columna estratigráfica simple. Inmediatamente al norte de Santiago una secuencia de 500 a 700 m. de espesor compuesta por lavas dacíticas y depósitos volcanoclásticos contiene intercalaciones lacustres (Selles 1999). Sin embargo, la localidad tipo de la Formación Abanico, al este de Santiago, consta de lavas andesíticas, brechas y depósitos volcanoclásticos, no conteniendo intercalaciones sedimentarias ni lavas dacíticas (Villarroel y Vergara, 1988).

Esta serie se caracteriza por la presencia exclusiva de depósitos volcánicos en ciertas regiones localizadas, indicando la ubicación de los centros eruptivos, mientras que en regiones mayores, existen sedimentos de baja energía que se encuentran depositados junto con lavas y depósitos volcanoclásticos de caída. Estos patrones documentan el desarrollo de áreas de llanuras aluviales extensas y lagos entre los centros volcánicos (Charrier et al., 2001).

Evidencia de terreno muestra que la Formación Abanico está depositada en discordancia sobre las unidades de Cretácico tardío o más antiguas (Selles, 2000). La mayor edad obtenida en los depósitos Cenozoicos, cerca del margen Oeste, entre los 33º y 33º15´ S, es de 34 Ma. (Gana y Wall, 1997), mientras que la determinación de edad más joven encontrada en la Formación Abanico por Kay y Kurtz (1995) es de 16.1 Ma. utilizando 40Ar/39Ar y obtenida en lavas intensamente plegadas en el valle del río Las

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Leñas. Basados en la fauna presente y las determinaciones radioisotópicas, Charrier et al.

(2001) han restringido la edad de la Formación Abanico entre el Eoceno Medio a Tardío y finales del Mioceno Inferior. Cabe destacar que Fock (2005) desestimando la edad de 34 Ma. encontrada por Gana y Wall y considerando las dataciones realizadas por Selles y Gana (2001), para quienes la edad más joven en la formación es de 13,7 Ma, ha delimitado la Formación Abanico entre el Eoceno Superior y el Mioceno.

2.3 Estructuras

Las principales estructuras presentes en la zona corresponden a lineamientos, de rumbo general aproximado N-S, y pliegues asimétricos de rumbo N-NE. Estas estructuras presentan una fuerte variación en el estilo de deformación y vergencia (Thiele, 1980).

Gran parte de los lineamientos corresponden a fallas inversas de orientación N-NE con vergencia tanto al este como al oeste. Se puede observar, además, unas secuencia de anticlinales y sinclinales cada vez mas apretados y volcados hacia la parte este de la cadena de los Andes, evidenciando mayor grado de deformación hacia el sector oriental. Estos pliegues, cuya vergencia está orientada preferentemente hacia el este, forman parte de la Faja Plegada y Corrida del Aconcagua, según Ramos et al. (1991).

La deformación regional está dominada por un anticlinal cuyo eje, aproximadamente N-S, coincide con la orientación del valle del río Maipo, en este sector (Figura 2.2). La totalidad de los afloramientos del área de estudio se encuentran en el flanco este de dicho anticlinal, y los estratos se horizontalizan a medida que se alejan del eje, al menos por el oriente, y se asciende estratigráficamente. Basado en sus medidas de terreno, Baeza (1999) determinó que el eje del anticlinal, justo al sur de la localidad de San José de Maipo, tiene un rumbo de N11E y un buzamiento de 25SW, es decir, en dicho tramo el pliegue es un anticlinal buzante hacia el sur. Por otra parte, ciertas observaciones de este mismo autor, al norte de San José de Maipo, sugieren que el eje del mencionado anticlinal buza al norte, con lo que el presente estudio se encontraría en una zona de inflexión de eje del pliegue.

Baeza (1999), basado en observaciones de terreno, al sur del estero San José, de espejos de falla y estrías, define vectores de desplazamiento, según criterios cinemáticos, que le permiten inferir la presencia de una falla inversa de rumbo N-S aproximadamente, que alzó el bloque oriental sobre el occidental, esta deducción ha sido incluida en el mapa I.1.

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3. GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA LOCAL

3.1 Geología

Localmente en la zona de estudio aflora parte de una potente sucesión de rocas volcánicas, volcanoclásticas y sedimentarias continentales, la cuál ha sido asignada a la formación Abanico (Thiele, 1980; Fock, 2005). Esta fracción está compuesta principalmente por lavas porfídicas, tobas y brechas volcánicas, areniscas y brechas sedimentarias. Estas rocas forman parte de un anticlinal que, a mayor escala, tiene su eje paralelo al valle del Maipo. Los estratos presentan un marcado fracturamiento y en muchos lugares un alto grado de meteorización.

3.1.1 Unidades Estratificadas

3.1.1.1 Unidad Volcánica

Esta unidad litoestratigráfica está formada por una secuencia de estratos cuya génesis es predominantemente volcánico-continental. Se encuentra expuesta, a lo largo del área de estudio, como dos franjas de orientación cercana a N-S y en ciertos lugares está cubierta por depósitos recientes. Estas franjas, tal como muestra el mapeo de la zona (Mapa I.1), se encuentran cortadas por el río Maipo y sus depósitos.

La extensión de esta unidad sobrepasa los límites del área de estudio siendo su techo, al oeste del Maipo, la actual superficie de erosión mientras que subyace, al este del Maipo, a la Unidad Volcanoclástica. La geometría de este último contacto no es clara, debido a la mal definida estratificación del depósito volcánico, pero aparenta ser concordante. Numerosos depósitos de escombros de talud, depósitos de remoción en masa y otros depósitos no consolidados se establecen actualmente sobre amplios sectores de esta unidad.

Figura 3.1: Detalle de uno de los lentes de brecha volcánica perteneciente a la Unidad Volcánica.

Los estratos expuestos cuentan con grosores métricos, llegando a 20 m. de espesor, y están constituidos, principalmente, por lavas porfídicas de composición andesítica y andesítica basáltica, cuyos fenocristales, de tamaños que van entre 2 y 5 mm. de plagioclasa se encuentran en una masa fundamental amigdaloidal de diversos colores. Esta unidad

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presenta lentes de hasta 20 m. de espesor, compuestos por brechas volcánicas gruesas (Figura 3.1), cuyos clastos tienen composición exclusivamente andesítica.

Las lavas de esta unidad se encuentran intensamente fracturadas (Figura 3.2), fuertemente meteorizadas y están afectadas por metamorfismo de bajo grado.

Figura 3.2: Detalle de la Unidad Volcánica, en una vista dirigida al norte en la cima de la ladera oeste del valle, donde se aprecia el intenso fracturamiento de esta unidad.

3.1.1.2 Unidad Volcanoclástica

Esta unidad corresponde a una gruesa sucesión de rocas mayoritariamente volcánicas con intercalaciones de estratos sedimentarios continentales y depósitos volcanoclásticos, que afloran al sureste de la zona de estudio (Mapa I.1). El conjunto supera, en espesor, los 1000 m. y su expresión topográfica destaca en el área de estudio y alrededores por la altura que alcanza. (Figura 3.3)

Figura 3.3: Panorámica, mirando al sur, de la unidad volcanoclástica. La fotografía muestra su pronunciada expresión topográfica

Los límites sur y este de esta unidad escapan al área de estudio. Por el oeste se encuentra limitada por la incisión producida por el Maipo (Mapa I.1) en tanto que por el norte limita y sobreyace en forma, aparentemente concordante, a la unidad volcánica. Tal como puede verse en la Figura 3.3 su techo es la actual superficie de erosión.

Las capas expuestas tienen grosores desde centimétricos a decimétricos con una estratificación muy marcada (Figura 3.4). La litología de estos estratos corresponde a brechas volcanoclásticas finas y muy finas, bien seleccionadas, volcarenitas de finas a

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gruesas, mal seleccionadas, de color rojizo, tobas líticas, lavas andesíticas macizas y brechosas grises de aspecto exterior rojizo con intercalaciones de areniscas gruesas bien seleccionadas y de depósitos de flujos piroclásticos.

Figura 3.4: Vista dirigida al sur a orillas del estero San José, donde puede verse la unidad volcanoclástica en detalle apreciándose la marcada estratificación y el manteo de los estratos hacia el este.

Los estratos, aunque forman parte de un pliegue a mayor escala, se disponen con un rumbo aproximado NE y presentan un manteo cercano a 45° hacia el este; esta orientación solo se ve perturbada por suaves ondulaciones. Algunas estructuras, descritas en la sección siguiente, aparecen deformando localmente la base de esta unidad y, si bien los estratos no se encuentran, en general, fracturados, tanto la unidad volcanoclástica como la unidad volcánica se encuentran cortadas por una falla (Mapa I.1).

3.1.2 Depósitos no Consolidados

3.1.2.1 Depósitos Fluvio-Aluviales

Los depósitos fluviales rellenan principalmente la hoya hidrográfica del Maipo. Esto lo hacen, ya sea como constituyentes principales de extensas terrazas fluvio-aluviales abandonadas o como productos en depositación en el lecho del río. El tamaño de los constituyentes abarca desde arcillas hasta bloques.

Los depósitos fluviales aterrazados son de carácter polimíctico y están constituidos por gravas arenosas clastosoportadas, con clastos redondeados de diversos tamaños, que en promedio cuentan con unos 20 cm, presentando imbricación. La matriz, que conforma entre un 10 y 40% del volumen, está constituida por arena de tamaño media a fina rica en Cuarzo y Feldespato.

Actualmente el material fluvial en depositación corresponde a gravas, con clastos subredondeados de diversos tamaños (de pocos centímetros hasta uno o dos metros de diámetro), no consolidadas con escasa matriz (~10%) de arena, se sitúan tanto en llanuras de inundación como cauces actuales. Los depósitos fluviales engranan con depósitos aluviales provenientes de las quebradas aledañas.

Los depósitos aluviales ocupan, principalmente, la ladera oeste del valle del río Maipo, encontrándose, usualmente, colgados de pequeñas quebradas. Se encuentran ubicados en el fondo del valle, disponiéndose en forma de conos, de bajo ángulo de inclinación, cubriendo, o incluso encajándose, en las terrazas fluvio-aluviales. Estos

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depósitos se encuentran escasamente cubiertos por vegetación pequeña, cuando la hay; presentándose en sus superficies canales y áreas de inundación activas. Son depósitos, de espesor variable, están constituidos por clastos volcánicos angulosos en una matriz arenosa.

3.1.2.2 Depósitos Gravitacionales

En el área de estudio se han reconocido múltiples depósitos asociados a deslizamientos de grandes volúmenes de roca y suelo en la ladera este del valle del Maipo, Los depósitos actuales se emplazan tanto sobre roca como sobre depósitos gravitacionales antiguos.

El depósito sobre el cuál se centra este trabajo es producto de un deslizamiento ocurrido al sureste de la localidad de San José de Maipo cuyo detalle se encuentra en el Capitulo 5. Este deslizamiento estuvo acompañado por flujos de barro constituidos por un sedimento homogéneo, mal seleccionado, con clastos volcánicos angulosos cuyos tamaños van desde milimétricos a decimétricos en una matriz limo arcillosa; ciertos bloques, muy ocasionales, llegan a 2 m. de diámetro (Carrasco, 2000). Nuevos flujos de barro se han desprendido desde el depósito del deslizamiento. El conjunto afectó un área de unos 0,09 km2.

Se han reconocido, además, depósitos de remoción en masa antiguos en el sector de Guayacán. al norte de San José de Maipo, y en la ladera norte del Estero San José, sobre el camino a Lagunillas (Mapa I.1).

El deslizamiento antiguo de Guayacán ha sido clasificado como rotacional y su depósito cubre un área aproximada de 0.5 km2. Este tiene una forma alomada, elongada hacia el oeste. Su espesor varía entre 10 y 30 m. y se caracteriza por la presencia de grandes bloques de hasta 3 m. de diámetro. Está compuesto por sedimento diamíctico, no estratificado, con clastos volcánicos angulosos cuyos tamaños varían entre unos pocos milímetros hasta unos 20 cm. en una matriz de arena, limo y arcilla. Sobre el depósito está expuesta la superficie de ruptura, escarpada y cóncava, que ha sido excavada en rocas volcánicas (Carrasco, 2000).

El depósito producto del deslizamiento antiguo sobre el camino a Lagunillas suma un área de 0.1 km2 entre la zona de depresión y la zona de acumulación. Este depósito se encuentra mal seleccionado y carente de estratificación, con clastos volcánicos angulosos provenientes de la roca que aflora en las partes altas, cuyos tamaños están entre los 10 y 50 cm. incrustados en una matriz limo-arcillosa, en el depósito mismo se ha desarrollado vegetación considerable. Sobre este depósito la ladera muestra una superficie de ruptura cóncava (“forma de cuchara”, Carrasco, 2000).

Los depósitos de coluvios producen acumulaciones detríticas importantes en la base de las fuertes pendientes de la ladera oeste del valle del río Maipo (Figura 3.5) y en la ladera este del valle del estero San José. Estos depósitos se caracterizan por sus clastos angulosos y de origen exclusivamente volcánico. Generalmente el tamaño de estos clastos varía entre 5 y 50 cm, observándose ocasionalmente bloques métricos.

16

Figura 3.5: Detalle de la ladera oeste del Valle del Maipo, donde pueden verse los depósitos de coluvios

Grandes bloques, de hasta 2 m. de diámetro, desprendidos desde los fracturados afloramientos ubicados en las partes altas de las laderas, han caído, o amenazan caer, a lo largo de la superficie de las laderas del Valle del Maipo y del Valle del estero San José (Figura 3.6).

Figura 3.6: Bloque a punto de caer, desde la ladera oriental del Valle del Maipo. Vista hacia el suroeste, en cuyo fondo se puede apreciar la localidad de San José. El circulo rojo encierra un martillo geológico (inclinado) de 40 cm. de largo.

3.1.3 Estructuras

La deformación que se aprecia localmente está dominada por el pliegue anticlinal, a escala regional, cuyo eje corre paralelo, y levemente al oeste, del valle del Maipo.

En los estratos de lava pertenecientes a la Unidad Volcánica y a lo largo de la cuchilla que bordea, por el este, al valle del Maipo, queda expuesto un plano de falla (Figura 3.7) que cruza gran parte del área de estudio (Mapa I.1). Su rumbo es, groseramente, N-S y su inclinación cercana a vertical en los tramos donde no se encuentra

17

cubierta por suelo. Aunque no se ha podido medir, con precisión, la disposición ni la cinemática, debido a la intensa meteorización en la zona, esta falla podría corresponder a la continuación, hacia el norte, de la falla inversa definida por Baeza (1999), quien en el kilómetro 3 del camino a Lagunillas ha observado varios espejos de falla y estrías. Según este mismo autor, esta falla habría alzado el bloque oriental sobre el occidental e infiere que su disposición es paralela y cercanamente coincidente con el contacto entre las unidades que él define.

Figura 3.7: Expresión superficial de la falla que corta las unidades Volcánicas y Volcanoclásticas. Fotografías tomadas en la cuchilla que bordea (por el este) al Valle del Maipo.

En la base de la Unidad Volcanoclástica se han desarrollado pliegues anticlinales asimétricos con vergencia noroeste que se encuentran expuestos, aproximadamente, en el kilómetro 5 del camino a Lagunillas (Mapa I.1, Figura 3.8). Este tren de dos pliegues (Baeza, 1999) deforma una serie volcánica desarrollada sobre una serie de conglomerados que constituyen la base de la Unidad Volcanoclástica. El eje del pliegue se dispone, aproximadamente, con un rumbo norte-sur y cae con unos 10° hacia el noreste.

18

Figura 3.8: Vista hacia el norte de un anticlinal volcado con vergencia al este, que aflora al borde del camino a Lagunillas, en el kilómetro 5 (Baeza, 1999).

La notoria coincidencia entre la orientación del pliegue anticlinal mayor, que domina la deformación regional, la orientación del tren de pliegues anticlinales, descrito en el párrafo anterior y la orientación de la falla, sumado a la cercanía entre ellos, sugiere que están relacionados genética y temporalmente. El evento compresional que habría formado el anticlinal mayor, pudo generar el tren de pliegues menores, mientras que el contraste de competencia entre la Unidad Volcánica y la Unidad Volcanoclástica sumado al movimiento diferencial entre las capas al plegarse (flexural slip) habría deformado exclusivamente la unidad superior, plegando y fallando las capas.

3.2 Geomorfología

El rasgo morfológico principal de la zona, tanto por extensión como por ser el principal modelador del paisaje, está representado por el valle del río Maipo. Este valle, que en su totalidad tiene origen fluvio-glacial, atraviesa de norte a sur el área de estudio y está limitado por laderas con pendientes abruptas. En el perfil B-B’ de la Figura 3.9, realizado transversalmente al valle por Ormeño (2006) en el sur de San José de Maipo, se puede ver la forma en V del valle, evidenciando el carácter predominantemente fluvial de la erosión que ha formado el paisaje en la zona de estudio, diferenciándose de la forma en U que presenta el valle aguas arriba.

19

Figura 3.9: Perfiles transversales al valle del Maipo, B-B´ fue realizado en el sur, mientras que A-A’ al centro de San José de Maipo (Ormeño, 2006). El relieve muestra la forma predominantemente en V del valle en esta zona.

El sistema de drenaje principal lo constituye el río Maipo cuyos afluentes, en la zona de estudio, son el estero San José y ciertos cursos que estacionalmente corren a través de las pequeñas quebradas sobre la ladera del valle. Se trata de una hoya madura, según lo expuesto por Strahler (1952) con una sinuosidad media-alta calculada por Ormeño (2006).

El lecho del río está compuesto por depósitos de gravas y arenas gruesas, que representan una carga de fondo típica de ríos con alta pendiente longitudinal, sin embargo Ormeño (2006) ha calculado una pendiente de 2,4%, que está por debajo del 3% considerado como mínimo para ser catalogado de alta pendiente.

En dos perfiles transversales al Valle, realizados por Ormeño (2006) en los extremos norte y al centro de la localidad de San José de Maipo, se aprecia un desarrollo importante, pero desigual, de terrazas fluviales en ambas laderas del valle (Figura 3.10); el autor reconoce un pobre desarrollo, en términos relativos, de terrazas en el flanco oeste, donde solo reconoce un nivel (T3), mientras que en el flanco este se desarrollan cuatro niveles de terrazas agradacionales, enumeradas cronológicamente T1 a T4 partiendo desde la más joven. Aunque en esta zona, el Maipo presenta los menores niveles de incisión, la terraza más alta y antigua (T4) se encuentra a unos 80 m. sobre el nivel actual del río con un ancho de unos 200 m, mientras que la siguiente (T3) se encuentra entre 25 y 40 m. de altura y posee un ancho de 350 m.

20

Figura 3.10: Perfiles transversales al valle del Maipo, al centro (97-97’) y en el límite norte (92-92’) de San José de Maipo. Arriba se puede apreciar el desarrollo de cuatro niveles de terrazas (T1-4) en la ladera este y solo un nivel (T3) en la ladera oeste. En el esquema de abajo se aprecia el pronunciado desarrollo de terrazas, llegando T4, T3 y T2 a 80, 40 y 20 m. de altura respectivamente. El poblado se sitúa entre las terrazas T3 y T2. (Ormeño, 2006)

Un mapa de pendientes del valle del Maipo, en las vecindades de San José de Maipo, se presenta en el mapa de la figura 3.11. En este mapa se puede observar que numerosas zonas tanto en la ladera oriente, que limita el poblado, como en la ladera poniente, la inclinación supera los 35°, desarrollándose, inclusive, fenómenos de remociones en masa recientes en sectores donde la pendiente no supera los 25°

21

Figura 3.11: Mapa de pendientes en las vecindades de San José de Maipo

22

4. MARCO TEÓRICO:Remociones en Masa y Técnicas Geofísicas

4.1 Fenómenos de Remoción en Masa

Los procesos geológicos y climáticos, que afectan a la superficie, van creando relieves definiendo la morfología especialmente en las laderas. Estas últimas, se modifican para adaptarse a las condiciones cambiantes. En este contexto los fenómenos de remoción en masa pueden entenderse como reajustes del medio en búsqueda de un estado de equilibrio.

La inestabilidad en las laderas, tal como en taludes excavados, se debe al desequilibrio que se produce entre las fuerzas internas y externas que actúan sobre el terreno, originándose el movimiento, al ser superadas las fuerzas de resistencia producto de alguna modificación de las fuerzas existentes o a la aplicación de nuevas fuerzas externas.

Para abordar el estudio del proceso de remoción en masa que se investiga, se utilizó una clasificación de tipo de movimiento de laderas simplificada por González (2002) de las descripciones más extendidas, establecidas en función de mecanismo de ruptura y tipo de materiales.

4.1.1 Tipos de Movimientos

Las clasificaciones de los fenómenos de remoción en masa suelen referirse tanto a los tipos de materiales involucrados como al mecanismo y tipo de rotura. En la figura 4.1 se grafican algunos movimientos de laderas de interés para esta investigación, extraídos de la clasificación simplificada propuesta por González (2002, Anexo 1).

23

Deslizamientos rotacionales

Suelos Rocas

Deslizamientos trasnacionales

Suelos Rocas

Flujos

Suelos Derrubios Bloques rocosos

Desprendimientos

Rocas Suelos

Figura 4.1: Tipos de movimientos de ladera (extraído de González de Vallejo, 2002)

4.1.1.1 Deslizamientos

Los deslizamientos son movimientos de masas, de suelo o roca que deslizan, con respecto al sustrato, sobre una o más superficies de roturas al ser superada la resistencia de corte de estas superficies. Esta masa, generalmente, se desplaza en conjunto, comportándose como unidad en su recorrido; la velocidad puede ser muy variable, pero suelen ser procesos rápidos y alcanzar grandes volúmenes. Producto de la pérdida de resistencia, del contenido de agua o de la pendiente existente, la masa puede continuar deslizándose más allá del pie de la ladera, dando lugar a un flujo. La figura 4.2 presenta un esquema para la descripción de las características y dimensiones de deslizamientos.

24

1 Cabecera o Corona B Anchura máxima 2 Escarpe principal H Altura entre pie y cabecera 3 Cima L Longitud total 4 Parte superior del deslizamiento M Longitud de la masa desplazada 5 Flancos S Longitud de la superficie de ruptura 6 Cuerpo principal del deslizamiento L’, M’, S’ Distancias horizontales 7 Pie del deslizamiento correspondientes a L, M, S 8 Pie de la superficie de ruptura A Zona de acumulación 9 Escarpe secundario E Zona de deflación 10 Superficie de ruptura D Potencia máxima desplazada 11 Masa desplazada R Profundidad máxima de la superficie 12 Superficie original de la ladera de ruptura

X Angulo de la superficie de ruptura Figura 4.2: Descripción de los rasgos y dimensiones de un deslizamiento; modificado de Int. Geotech. Soc.

UNESCO, 1993 en Dikau et al. 1996 por González de Vallejo (2002)

De acuerdo al mecanismo y tipo de ruptura (figura 4.1) pueden distinguirse deslizamientos rotacionales y traslacionales, los primeros más frecuentes en suelos cohesivos homogéneos, mientras que los segundos, ocurren en suelos más gruesos no cohesivos o superficies planas previamente debilitadas, tales como planos de estratificación, contacto entre diferentes tipos de materiales, superficie estructural e incluso finas capas de arcillas.

En los deslizamientos rotacionales la rotura, que puede ser superficial o profunda, tiene lugar a favor de superficies curvas o en “forma de cuchara”. Una vez iniciada la inestabilidad, la masa comienza a rotar, pudiendo dividirse en varios bloques que deslizan entre sí y que dan lugar a “escalones”, con la superficie basculada hacia la ladera, y a grietas de tracción estriadas. La parte inferior de la masa deslizada se acumula al pie de la ladera formando un depósito en forma de lóbulo con grietas de tracción transversales. La figura 4. 3 muestra un esquema de un deslizamiento rotacional y sus partes, mientras que la figura 4.4 muestra distintos tipos de deslizamientos rotacionales.

25

Figura 4.3: Esquema de un deslizamiento rotacional y partes del mismo; modificado de Varnes (1988) por González de Vallejo (2002)

Simple Múltiple Sucesivos

Figura 4.4: Tipos de deslizamientos rotacionales (González de Vallejo, 2002)

En los deslizamientos traslacionales la rotura tiene lugar a favor de las superficies planas de debilidad preexistentes, siendo extensos y alcanzando grandes distancias, aún cuando suelen no ser muy profundos. Las masas que deslizan, ya sea suelo o roca, en ocasiones son bloques rectangulares previamente independizados por discontinuidades o grietas.

4.1.1.2 Flujos

Los flujos son movimientos de masas de suelo, derrubios o bloques rocosos con abundante presencia de agua, siendo esta el principal agente desencadenante. El material está disgregado y se comporta como un fluido, sufriendo una deformación continua, sin presentar superficies de rotura definidas. Estos movimientos poco profundos pueden tener lugar en laderas de bajas pendientes (incluso menos de 10°). La figura 4.5 presenta distintos tipos de flujos

26

Colada de barro Flujo de derrubios

Golpe de arena Avalancha-flujo de derrubios

Reptación Solifuxión

Figura 4.5: Tipos de flujo, modificado de Corominas y García Yagüe (1997) por González de Vallejos (2002)

4.1.1.3 Desprendimientos, Avalanchas Rocosas y Desplazamientos Laterales

Los desprendimientos son caídas libres muy rápidas de bloques o masas independizadas por planos de discontinuidad preexistentes, siendo frecuentes en laderas de zonas montañosas escarpadas, en acantilados y, en general, en paredes rocosas. Entre los factores determinantes se cuenta la erosión que provoca el descalce de los bloques, el agua en las discontinuidades y grietas y, las sacudidas sísmicas.

Las avalanchas rocosas, consideradas desprendimientos o movimientos complejos en algunas clasificaciones, son muy rápidos, con caída de masas de rocas o derrubios que se desprenden de laderas escarpadas y que pueden ir acompañadas de hielo y nieve. Las avalanchas son el resultado de deslizamientos que, por lo elevada de la pendiente y la falta de estructura y cohesión de los materiales, pueden superar los 100 Km./h. Los depósitos morrénicos y las acumulaciones de materiales procedentes de erupciones volcánicas constituyen materiales propensos para estos procesos.

Los desplazamientos laterales hacen referencias al movimiento de bloques rocosos o masas de suelo muy coherente y cementado sobre un material blando y deformable. Los bloques se mueven muy lentamente a favor de pendientes muy bajas. El movimiento ocurre

27

debido a la pérdida de resistencia del material subyacente, que fluye o se deforma bajo el peso de los bloques rígidos.

4.1.2 Causas de los movimientos de laderas

La estabilidad de un talud está determinada por factores geométricos (altura e inclinación), factores geológicos (que condicionan la presencia de planos y zonas de debilidad y anisotropía en el talud), factores hidrogeológicos (presencia de agua) y factores geotécnicos o relacionados con el comportamiento mecánico del terreno (resistencia y deformalidad).

En la mayoría de los casos son varias las causas que contribuyen al movimiento de una ladera, produciéndose las inestabilidades por una serie de condiciones predeterminadas, aunque con frecuencia se atribuyen a la acción de algún factor desencadenante, como lluvias, terremotos, entre otros (González de Vallejo, 2002).

4.2 Métodos de Exploración Geofísica

La descripción teórica de las técnicas geofísicas utilizadas en este trabajo fue recogida del texto Applied Geophysics de Telford, Geldart y Sheriff (2001), donde se puede encontrar una detallada exposición del tema. A continuación se describe sinterizadamente el método sísmico, método gravimétrico y sondajes eléctricos verticales.

4.2.1 El Método Sísmico

El método sísmico, es por lejos, la más importante técnica geofísica en términos de costos y número de geofísicos involucrados. Esto se debe, principalmente, a la alta precisión, resolución y penetración que presenta. Este método ha sido utilizado satisfactoriamente en la determinación de profundidades de roca en trabajos ingenieriles, aún cuando esta no ha sido su aplicación más difundida.

Tal como en sismología, en sísmica, se utilizan los registros obtenidos en varios sitios para determinar información acerca de la naturaleza de las rocas a través de las cuales viajaron las ondas sísmicas y, aunque es esencialmente el mismo tipo de medidas, la diferencia radica en que la fuente de estas ondas es controlada y movible en la sísmica, existiendo, una distancia entre la fuente y los receptores, relativamente pequeña.

Básicamente la exploración sísmica consiste en generar ondas sísmicas y medir el tiempo requerido por las ondas para viajar desde la fuente hacia una serie de geófonos, usualmente dispuestos en línea recta. Conociendo el tiempo de viaje y la velocidad de las ondas, es posible reconstruir el recorrido realizado por las ondas. La información estructural deriva de recorridos que caen dentro de dos categorías principales: recorridos

refractados, en la cual una porción principal del camino se realiza a través de la interfase entre dos capas de rocas o recorridos reflejados, en que la onda baja inicialmente y, en cierto punto, es reflejada regresando a la superficie. En ambos casos el tiempo de viaje depende de las propiedades físicas de las rocas y la disposición de las capas, por lo que la reconstrucción del recorrido está subordinada a la determinación de estos parámetros.

28

4.2.1.1 Ondas Sísmicas

De la teoría de elasticidad primero, y más tarde en la práctica, han sido identificadas, entre otras, dos tipos de onda que pueden propagarse al interior de un medio homogéneo e isótropo, una corresponde a cambios en la dilatación, ondas P, y, otra a cambios en una o más componentes rotacionales, ondas S, ambas conocidas como ondas de cuerpo1.

Realizando un balance de fuerzas sobre un elemento infinitesimal de volumen en un medio continuo, que se encuentra sometido tanto a movimiento interno como a una

fuerza externa f , la segunda ley de Newton, para cada una de las componentes ui del vector desplazamiento, puede representarse por

j

ij

ii

xf

t

u2

2

(4.1)

en que representa la densidad y ij las fuerzas de contacto

(por unidad de área) que actúan sobre la cara correspondiente –normal a i en la dirección j-del cubo.

Si estas fuerzas de contacto se representan mediante la ley de Hooke, se asume la isotropía del medio y se desprecian las fuerzas externas la ecuación 4.1 se puede escribir, vectorialmente, como

uuu 2 (4.2)

donde, y son la constante de Lamé y el módulo de rigidez, respectivamente. Por otro lado el teorema de Helmholtz permite representar un campo de desplazamiento u como

u (4.3)

donde es el potencial de un campo escalar de rotacional nulo ( 0 ) y el

potencial de un campo vectorial de divergencia nula ( 0 ), reemplazando el campo 4.3 en la ecuación 4.2 se obtiene

1 Han sido identificadas, además, las ondas superficiales cuyo empleo escapa a este trabajo.

Material Vp

[m/s]Material

Vp

[m/s]

Acero 6000 Gneiss 3100-5500

Agua pura en superficie

1430-1490 Granito Sano 4500-6000

Aire 330 Lutita 1400-3000

Arena suelta saturada

1500 Marga 1800-3200

Arenisca 1400-4200 Mármol 3500-6000

Basalto 4500-6500 Pizarra 3500-5000

Conglomerado 2500-5000 Roca ígnea o metamórfica meteorizada

450-3700

Cuarcita 5000-6500 Roca sedimentaria meteorizada

600-3000

Diabasa 5500-7000 Sal 4500-6000

Gabro 4500-6500 Yeso 3000-4000

Tabla 4.1: Velocidades de propagación de ondas P (González de Vallejos, 2002; Griffin, 1995).

29

02 22 (4.4)

que claramente se satisface si cada término, que se encuentra al interior de los corchetes, se anula, es decir

01

01

22

22 (4.5)

una ecuación de onda escalar, para ondas compresionales P, y otra vectorial, para ondas rotacionales, de velocidades

2

1

2

1

2SP VV (4.6)

Considerando el rango conocido para los parámetros involucrados, el módulo de la velocidad de las ondas S va entre un 0 y 70% del módulo de las ondas P. En la tabla 4.1 se presentan valores de velocidad de onda en algunos tipos de rocas.

La solución de la ecuación de ondas 4.5 está dada por

txTiexA (4.7)

donde )(xT y )(xT definen el frente de onda y los rayos, respectivamente. Sustituyendo esta solución en una de las ecuaciones de onda (4.5) se obtiene

01

2

2

2

2

A

A

cT (4.8)

donde c representa ya sea la velocidad de onda P o de la onda S. En esta ecuación, el valor de la derecha tiende a cero para altas frecuencias, con lo que se obtiene

p

T

ds

rdp

cT 2

2

2 1 (4.9)

en que s es la longitud del arco a lo largo del rayo, p la lentitud y r al vector posición del rayo. Este frente de onda )(xT tiene una variación a lo largo del rayo que se puede escribir como

pp

TT

ds

rdT

ds

dT (4.10)

que junto a la ecuación 4.9 permite definir la ecuación del rayo

pds

rdp

ds

d (4.11)

donde dsrd / es un vector unitario en la dirección del rayo, que en coordenadas cartesianas bidimensionales, y en función del ángulo de inclinación del rayo, puede ser escrito como

yixi cossin , que situado en la ecuación 4.11 permite escribir

30

z

pi

x

pi

pds

disincos

1 (4.12)

con lo que se definen las ecuaciones

z

ci

x

ci

dt

di

icdt

dz

icdt

dx

sincos

cos

sin

(4.13)

que pueden ser resueltas mediante un esquema de Runge-Kutta, si se tiene definido el campo de velocidades.

Cuando una onda encuentra un cambio abrupto en las propiedades elásticas, que se traduce en un cambio abrupto de la velocidad de propagación, se separa en dos partes tan pronto como tropieza con la superficie de separación de ambos medios, parte de su energía es reflejada y permanece en el medio original, mientras que la fracción restante de energía es refractada en el otro medio, esta refracción está acompañada por un abrupto cambio en la dirección de propagación.

Siguiendo ya sea el principio de Huygens o el principio de Fermat, se puede demostrar, tal como puede verse en la Figura 4.6, que el ángulo de incidencia de la onda, 1, medido con respecto a la normal a la superficie de separación de los medios, es igual al ángulo que forma el rayo reflejado con respecto a dicha normal y que la dirección de

refracción ( 2) sigue la ley de snell, es decir, se cumple que

pVV 2

2

1

1 sinsin (4.14)

En el caso de un medio formado por una serie de capas paralelas, la ley de Snell requiere que la cantidad p tenga el mismo valor en cualquier lugar, tanto para rayos reflejados como para rayos refractados. Cuando la velocidad del medio inferior V2 es menor que la velocidad del medio superior, V1, entonces 2 es menor que 1, sin embargo, si V2 es mas grande que V1, 2 alcanza 90° para valores de 21

11 /sin VV , en este caso,

el rayo refractado viaja a lo largo de la interfase que separa los medios conociéndose como ángulo crítico, c, al ángulo de incidencia para el cuál 2 = 90° y, obviamente

21 /sin VVC . Para ángulos de incidencia mayores que c no es posible satisfacer la ley

de Snell (ya que sin( 2) no puede exceder la unidad) y ocurre una reflexión total, es decir, no existe el rayo refractado.

Figura 4.6: Ley de Snell, donde puede verse la igualdad entre los ángulos de incidencia y reflejado y el cambio de dirección al refractarse el haz incidente.

31

Las velocidades sísmicas que son menores que la velocidad en el agua, usualmente están asociadas al gas (aire en la práctica) que rellena al menos parte de los poros. Estas bajas velocidades se encuentran, usualmente, solo cerca de la superficie en capas que no sobrepasan los 50 m que se caracterizan, no solo por las bajas velocidades que registran sino también, por la alta variabilidad que presentan. Estas capas absorben gran parte de la energía sísmica, tienen efectos desproporcionados en los tiempos de viaje y su base es un excelente refractor dada la fuerte impedancia existente, producto del gran contraste de velocidades.

4.2.1.2 Geometría de los recorridos refractados

En la sísmica de refracción se hace uso de las ondas que han sido refractadas al alcanzar el ángulo crítico. En la figura 4.7 se puede ver una onda incidiendo con un ángulo crítico que después de su refracción, viaja a lo largo de la interfase por el medio inferior.

La onda refractada no se observa a distancias, medidas desde su fuente, menores que cierto xc que está dado por

2

12

2

1

2

11 12sin2tan2V

Vz

V

Vzzx cc (4.15)

que es llamada la distancia crítica y, como puede verse en la formula 4.15, disminuye si el contraste, V1/V2, aumenta.

A una distancia menor que xc solo llegan ondas directas cuyo tiempo de primera llegada, a un geófono a distancia x, esta dado por

1V

xt (4.16)

esta ecuación representa una recta que pasa por el origen, cuya pendiente es 1/V1. En el caso de una refracción horizontal simple (Figura 4.7), es posible derivar una fórmula sencilla que expresa el tiempo de arribo de las primeras llegadas, en función del grosor de la capa y de las velocidades involucradas, esta formula, que puede ser escrita como

12

cos2

V

z

V

xt c (4.17)

Figura 4.7: Refracción con un ángulo c en una interfase a una profundidad z

32

también representa una recta, pero cuya pendiente es 1/V2. Hay que notar que esta ecuación no tiene sentido físico para x < xc, donde el rayo refractado no existe, y que su pendiente es menor que la pendiente de la recta que representa la llegada de los rayos directos.

Cuando existen varios refractores horizontales, la ecuación 4.17 puede ser generalizada. Tal como se muestra en la Figura 4.8, si se consideran dos capas, cuyas velocidades cumplen V1 > V2, cuyos grosores son z1 y z2 respectivamente, que se encuentran sobre un semiespacio de velocidad V3, que a su vez es mayor que V2, se cumple que

2

22

1

11

3

cos2cos2

V

z

V

z

V

xt (4.18)

Figura 4.8: Refracción, con un ángulo 2 en una segunda interfase a una profundidad z1 + z2

y en general para n-1 capas sobre un semiespacio 1

1

cos2n

i

i

i

i

n V

z

V

xt (4.19)

en que nii VV /sin 1 . La situación, muy simple, en la que están basadas estas

ecuaciones frecuentemente no es válida. Uno de los defectos más serios es despreciar la inclinación que pueden tener los reflectores, esta inclinación cambia drásticamente la relación entre el tiempo requerido y la distancia a los geófonos. Esta situación está representada en la figura 4.9, donde el refractor tiene una inclinación con respecto a la horizontal

Figura 4.9: Refracción sobre una interfase inclinada con un ángulo

33

En este caso el tiempo mínimo requerido por la onda para ir desde A hasta B, o viceversa, está dado, respectivamente, por

cb

cu

ca

cd

V

z

V

xt

V

z

V

xt

cos2

sin

cos2

sin

11

11 (4.20)

es claro que ambas trayectorias representan líneas rectas, por lo que contar con los tiempos de llegada, de solo uno de estos dos recorridos, lo hace indistinguible del caso de un refractor horizontal. Sin embargo, si se cuenta con ambas rectas es cómodo restringir la geometría del medio definiendo

c

u

c

d

VV

VV

sinsin11 (4.21)

que representan las pendientes de las rectas correspondientes y son conocidas como las velocidades aparente; estas se utilizan en la determinación de

2

1

11111111

sin

22.4

sinsin2

1sinsin

2

1

V

V

V

V

V

V

V

V

V

V

c

udud

c

En el caso de un rayo que solo es refractado en una primera interfase, es posible encontrar, aproximadamente, los límites de una capa irregular valiéndose de la ecuación 4.17 que puede ser expresada como

212

2cos2

sxzctV

z

V

xt c (4.23)

con esto, el tiempo de llegada al i-ésimo receptor, Figura 4.10, puede ser expresado como

iii zcsxzct 21 (4.24)

donde zi, s2 y zi son nuestras nuevas variables. Esta última ecuación es posible de resolver

Figura 4.10: Refracción en un límite de capa irregula

34

siguiendo un criterio de mínimos cuadrados

4.2.2 El Método Gravimétrico

El método gravimétrico de prospección consiste en la medida de las variaciones del campo gravitacional en la superficie de la Tierra, producto de cambios laterales en la distribución de densidad. A través de este método, es posible localizar los cuerpos de mayor o menor densidad que la entidad que las rodea, sin embrago no permite determinar una fuente única para cierta cantidad observada.

La intensidad del campo de gravitatorio debido a un cuerpo de densidad anómala se superpone al campo generado por el total de masa de la tierra. Así, en la superficie se miden dos componentes del campo simultáneamente, una general y relativamente uniforme, debida a toda la masa del planeta y otra, mucho menor, que varía debido a los cambios laterales de densidad (la anomalía gravimetrica).

Mediante mediciones precisas y correcciones cuidadosas, las campañas gravimétricas son capaces de detectar estructuras, naturales o artificiales, variaciones en distribución de rocas, vacíos u objetos enterrados, de forma menos costosa que las campañas sísmicas.

4.2.2.1 Principios del Método Gravimétrico

La fuerza de gravitación, base del método, queda expresada por la ley de Newton: “La fuerza entre dos partículas de masas m1 y m2 es directamente proporcional al producto de sus masas e inversamente proporcional al cuadrado de la distancia entre sus centros de masas”

rr

mmGF ˆ

221 (4.25)

donde F es la fuerza sobre m2, G la constante de gravitación universal, cuyo valor en el Sistema Internacional es 6,672x10-11 N m2/kg2, r la distancia entre m1 y m2 y r̂ el vector unitario dirigido desde m1 hacia m2.

La aceleración de m2 debido a la presencia de la masa de la Tierra (MT), es la aceleración de gravedad que, suponiendo una Tierra esférica y cerca de la superficie, está dada por

zs

mr

R

MGg

T

T ˆ81.9ˆ220 (4.26)

siendo RT el radio terrestre, debido a que la Tierra no es una esfera homogénea perfecta, la aceleración de gravedad no es constante en la superficie terrestre, y depende, básicamente, de cinco factores: latitud, elevación, topografía del terreno circundante, mareas terrestres y las variaciones de densidad en subsuperficie. Este último factor concentra la atención de la exploración gravimétrica.

4.2.2.2 Reducción de las Medidas Gravimétricas

Dados los múltiples factores que influyen las medidas gravimétricas, es necesario hacer correcciones para reducir los datos de forma que todos estén sobre una superficie

35

equipotencial, como el geoide (o cualquier superficie paralela a él). Con este objetivo se realiza las siguientes correcciones

a) CORRECCIÓN POR LATITUD: Tanto la rotación de la Tierra como su forma abultada en el ecuador producen un aumento de la gravedad con la latitud. La aceleración centrífuga, que se opone a la atracción gravitacional, es máxima en el ecuador y cero en los polos, mientras que el achatamiento polar aumenta la gravedad en los polos. El esferoide de referencia es un elipsoide que aproxima la superficie promedio del nivel del mar, sobre este elipsoide, según lo adoptado por la Unión of Geodesy and Geophysics en 1967, la magnitud de la aceleración de gravedad está dada por

422

sin000023462.0sin005278895.0178031846.9s

mgt (4.27)

en que es la latitud. La corrección por latitud se obtiene derivando esta ecuación con respecto a la distancia horizontal recorrida en dirección norte-sur (RT ) y despreciando los términos de orden mayor a 2

2sin10811.0 5

km

mGalx

R

g

T

t (4.28)

b) CORRECCIÓN POR ALTITUD (Aire Libre): Debido a que la gravedad varía inversamente con el cuadrado de la distancia, es necesario corregir por los cambios en elevación entre las estaciones para llevarlos a una superficie equipotencial. La corrección de aire libre no toma en cuenta el material existente entre la estación y la superficie de referencia. La aceleración de gravedad a una altura h sobre la superficie, si suponemos que la Tierra es esférica y que su densidad varía solo radialmente, está dada por

TT

T

T

T

T

T

R

hggrhOh

R

MG

R

MGr

hR

MGhg 00

2322 2ˆ2ˆ (4.29)

con esto, la corrección de aire libre se agrega a los datos de terreno cuando la estación se encuentra sobre el plano de referencia y se sustrae cuando se encuentra por debajo del plano de referencia.

c) CORRECCIÓN DE BOUGUER: La corrección de Bouguer cuantifica la atracción ejercida por el material que se encuentra entre el punto a medir y el plano de referencia, esto es, la masa que no toma en cuenta la corrección de aire libre. Si se asume que la estación (puntual para efectos prácticos) se encuentra en el centro de una plataforma de altura h, extendida infinitamente, de densidad uniforme ,entonces esta corrección puede escribirse como

hGgB 2 (4.30)

d) CORRECCIÓN POR MAREAS TERRESTRES: Los instrumentos de medición gravimetrica son sensibles a los cambios que se producen en la aceleración de gravedad causados por el movimiento del Sol y la Luna, cambios que dependen principalmente de la latitud y el tiempo. Esta corrección puede ser calculada conociendo la localización del Sol y la Luna.

36

Con el objeto de hacer comparables las medidas tomadas en las distintas estaciones y que los valores obtenidos den cuenta de las variaciones locales de densidad en subsuperficie se deben realizar las siguientes correcciones gravimétricas:

i) CORRECCIÓN TOPOGRAFICA: Esta corrección considera la influencia que ejercen las irregularidades en la topografía que rodea la estación, ya sea por el exceso de masa que representan las elevaciones de terreno o la carencia de masa en los valles. Hay que notar que un experimento realizado en cierta elevación de terreno cuya extensión es de orden mayor que la extensión del experimento, derivará en valores aproximadamente constantes en la corrección topográfica.

ii) CORRECCIÓN ISOSTATICA: En promedio alrededor del mundo, la anomalía de Bouguer, en tierras cuyas elevaciones son cercanas al nivel del mar, es aproximadamente cero. En regiones de gran altura la anomalía es generalmente negativa, mientras que en regiones oceánicas es principalmente positiva. Este efecto, de gran escala, se debe a variaciones de densidad en la corteza, indicando presencia de material denso bajo el océano y de material liviano bajo las regiones de tierras elevadas.

iii) DERIVA INSTRUMENTAL: Los gravímetros cambian el valor de lectura nula gradualmente con el tiempo. Esta deriva resulta principalmente de la elongación del resorte y es, usualmente unidireccional. La corrección de la deriva instrumental se lleva a cabo repitiendo la medida en algún punto y repartiendo la diferencia, entre estas medidas, en el tiempo.

4.2.2.3 Modelización Gravimétrica

Aunque es posible derivar expresiones analíticas para calcular la aceleración de gravedad sobre cuerpos con formas simples, existe un esquema general para calcular las anomalías gravimétricas tanto de cuerpos simples como de cuerpos más complejos, este esquema está basado en la aproximación de los cuerpos por una distribución de masas puntuales.

La componente vertical de la anomalía gravimétrica a una distancia horizontal x, provocada por una masa puntual m ubicada a una profundidad z (Figura 4.11) está dada por

2

322 zx

zmGg (4.31)

La atracción gravitacional de un cuerpo no es más que la suma de las atracciones gravitacionales de todas las masas puntuales que conforman el cuerpo, que en términos matemáticos se expresa

como

Figura 4.11: Masa puntual ubicada a una profundidad z, a una distancia horizontal x del punto de medición

gravimetrica

37

N

iii

i

zdx

zmG

zdx

zmG

zdx

zmG

zdx

zmGg

12/322

2/323

23

32/32

22

2

22/32

12

1

1 ....

(4.32)

donde di representa la posición horizontal relativa de la masa m. La distribución de las masas que conforman el cuerpo, considerándolo como unidad, se cuantifica, mediante su densidad. Algunos ejemplos de densidad están dados en la tabla siguiente

38

Tipo de Roca Rango(g/cm3)

Promedio(g/cm3)

Tipo de Roca Rango(g/cm3)

Promedio(g/cm3)

Sedimentos Rocas Ígneas

Regolito – 1.92 Riolitas 2.35 – 2.70 2.52 Suelo 1.2 – 2.4 1.92 Andesita 2.4 – 2.8 2.61

Arcilla 1.63 – 2.6 2.21 Granito 2.50 – 2.81 2.64

Grava 1.7 – 2.4 2.0 Grano Diorita 2.67 – 2.79 2.73

Arena 1.7 – 2.3 2.0 Porfirica 2.60 – 2.89 2.74

Arenisca 1.61 – 2.76 2.35 Cuarzodiorita 2.62 – 2.96 2.79

Lutitas 1.77 – 3.2 2.40 Diorita 2.72 – 2.99 2.85

Limonitas 1.93 – 2.90 2.55 Lavas 2.80 – 3.00 2.90

Dolomita 2.28 – 2.90 2.70 Diabasa 2.50 – 3.20 2.91

Rocas Sediment. (Promedio)

– 2.50 Basalto 2.70 – 3.30 2.99

Rocas Metamórficas Gabro 2.70 - 3.50 3.03

Serpentina 2.4 – 3.10 2.78 Peridotitas 2.78 – 3.37 3.15

Cuarzita 2.5 – 2.70 2.60 Rocas Igneas Ácidas (Promedio)

2.30 – 3.11 2.61

Esquistos 2.39 – 2.9 2.64 Rocas Igneas Básicas (Promedio)

2.09 – 3.17 2.79

Metawacas 2.6 – 2.7 2.65

Mármol 2.6 – 2.9 2.75

Rocas Metamorf. (Promedio)

2.4 – 3.1 2.74

Pizarra 2.7 – 2.9 2.79

Gneis 2.59 – 3.0 2.80

Anfibolita 2.90 – 3.04 2.96

Tabla 4.2: Densidades de rocas (Telford et al.,2001)

39

4.2.3 Métodos Eléctricos

La prospección eléctrica involucra la detección de los efectos en superficie producidos por el flujo de corriente eléctrica en el suelo. Usando este método se puede medir potencial, corriente o componentes del campo electromagnético que ocurren naturalmente o que hayan sido introducidos artificialmente en el suelo.

Todos los materiales, incluyendo suelo y roca, tienen una propiedad intrínseca, la resistividad, que gobierna la relación entre la densidad de corriente y el gradiente del potencial eléctrico que se produce en su interior. Las variaciones en la resistividad de los cuerpos terrestres, ya sea vertical u horizontalmente, produce variaciones en la relación entre la corriente aplicada y la distribución de potencial que se mide en superficie, y que, por tanto, revela información acerca de la composición, extensión y propiedades físicas de los materiales del subsuelo.

La amplia gama de técnicas geofísicas de prospección eléctrica son solo capaces de distinguir materiales entre los cuales existe cierto contraste entre sus propiedades eléctricas, ocurriendo que materiales que difieren geológicamente puedan o no diferenciarse mediante una campaña eléctrica, o que distintas unidades eléctricas sean parte de solo una unidad geológica.

Las propiedades que afectan las características eléctricas del suelo o la roca incluyen porosidad, contenido de agua, composición, salinidad del agua intersticial y la distribución del tamaño de los granos.

4.2.3.1 Conductividad Eléctrica

La corriente eléctrica puede ser propagada en rocas y minerales en tres formas: electrónica, electrolítica y por conducción dieléctrica. La primera es la corriente que normalmente fluye en materiales que contienen electrones libres como es el caso de los metales. En un electrolito la corriente es transportada por iones, en este caso la tasa de propagación es, comparativamente, más lenta. La conducción dieléctrica toma lugar en conductores pobres o aislantes, los cuales tienen muy pocos o ningún medio de transportar electricidad, y ocurre mediante una ionización parcial.

Bajo la influencia de un campo externo variable, los electrones se desplazan ligeramente con respecto a su núcleo; esta pequeña separación entre las cargas negativas y positivas es conocida como la polarización dieléctrica y produce cierta corriente en el material conocida como corriente de desplazamiento. La densidad de corriente generada no solo depende del campo externo sino también de la naturaleza del conducto, en general, la

dependencia de la densidad de corriente, J , con el campo, E , puede ser bastante compleja, pero para algunos materiales puede representarse bastante bien por una proporcionalidad

directa; JE , en que es la resistividad eléctrica.

La resistividad eléctrica en el caso de un cilindro sólido de largo L y sección transversal A, que tiene una resistencia R entre sus caras finales, está dada por

L

AR (4.33)

40

si A está medido en metros cuadrados, L en metros y R en ohms la unidad de la resistividad es ohm-metro ( m). La resistencia está dada en términos del voltaje V aplicado entre los extremos del cilindro y la corriente resultante que fluye a través del cilindro, por la ley de Omh

IRV (4.34)

En la mayoría de los materiales terrestres, la conducción de corrientes eléctricas toma lugar, casi totalmente, en el agua que ocupa los espacios entre los poros o las fracturas abiertas, ya que los minerales que forman las rocas son esencialmente no conductores. Sin embargo, arcillas y algunos pocos minerales como magnetita, hematita especular, carbón, pirita y otros sulfuros metálicos pueden ser encontrados en concentración suficiente para contribuir considerablemente a la conductividad del suelo o roca.

El agua, aunque en estado puro, es virtualmente no conductora, forma electrolitos conductores en presencia de sales en solución, presentando una conductividad proporcional a su salinidad. Debido a que la conducción de corriente en roca o suelo se realiza a través del electrolito contenido en los poros, la resistividad está dominada principalmente por la razón de vacío del material y la geometría de las cavidades. El espacio disponible para el electrolito se puede presentar en forma de vacíos intergranulares, fracturas abiertas o poros ciegos, como burbujas o cavidades. Solo los espacios interconectados contribuyen efectivamente a la conductividad.

4.2.3.2 Método Resistivo

El método resistivo, en particular, está basado en el principio que la distribución de potencial eléctrico en el suelo, en torno al camino seguido por la corriente, depende de la resistividad eléctrica del medio y de la distribución de suelo y roca en los alrededores. En la práctica, en terreno, se aplica corriente continua entre dos electrodos implantados en el suelo y se mide la diferencia de potencial entre dos electrodos adicionales, por los cuales no circula corriente, y tal como en todos los métodos en que se mide un campo potencial, el valor obtenido de las medidas en cualquier lugar representa un cierto promedio ponderado de los efectos producidos en un gran volumen de material, con una fuerte contribución de las porciones cercanas. Esto tiende a producir curvas suaves, las cuales no dan, por si solas, resolución suficiente para interpretaciones localizadas.

Otra característica común a los métodos de potencial geofísicos, es que una distribución particular de potencial en superficie, generalmente, no tiene una única interpretación. En el método eléctrico esta ambigüedad, sin embargo, es menor que la de otros métodos geofísicos que miden potencial.

Los datos provenientes de una campaña de resistividad, por costumbre, son presentados e interpretados en valores de resistividad aparente, que se define como la resistividad de un semi-espacio eléctricamente homogéneo e isotropico que es capaz de cumplir la relación que se ha medido entre la corriente aplicada y la diferencia de potencial para cierto arreglo y espaciamiento de electrodos en particular.

Si se considera un electrodo puntual por el cuál fluye una corriente I, localizado en el borde de un semiespacio eléctricamente homogéneo de resistividad representando una tierra ficticia, el potencial U en cualquier punto del medio o en sus bordes a una distancia r del electrodo está dado por

41

r

IU

2 (4.35)

Cuando se tiene un par de electrodos con una corriente I en el electrodo A y –I en el B, el potencial U en un punto que se encuentra a una distancia rA y rB del electrodo respectivo, está dado por la suma algebraica de las contribuciones individuales

BABA rr

I

r

I

r

IU

11

222 (4.36)

adicionalmente a los electrodos A y B, la figura 4.12 muestra otro par de electrodos M y N, que no inyectan corriente al medio, donde es posible medir la diferencia de potencial, que teóricamente puede ser escrita

ANBNBMAM

IUUV NM

1111

2 (4.37)

donde XY representa la distancia entre los electrodos respectivos. La cantidad entre paréntesis depende solo del espaciamiento entre electrodos, por lo que usualmente se expresa como 1/K, conociéndose a K como el factor geométrico. Así es posible escribir la resistividad como función de la cantidad de corriente inyectada, la diferencia de potencial y el factor geométrico de la siguiente manera

I

VK2 (4.38)

Mientras estas medidas se realicen en una Tierra heterogenea real, el símbolo se reemplaza por a representando la resistividad aparente. Las campañas de medida de resistividad se reducen, en esencia, al uso de los valores de resistividad aparente medidos en varios lugares, y con varias configuraciones de electrodos se estima la resistividad real de los diversos materiales presentes en el sitio. Con esta información se localizan los límites espaciales, de estos materiales, por debajo de la superficie.

Los cambios laterales en resistividad aparente, representativos de variaciones geológicas laterales o de rasgos anómalos localizados, se investigan con arreglos de electrodos cuyo espaciamiento se mantiene constante, mientras que los cambios de resistividad con la profundidad, se realizan variando el tamaño de arreglo.

Figura 4.12: Los electrodos A y B inyectan corriente, mientras que se mide diferencia de potencial en M y N

42

Tipo de Roca Rango de resistividad ( m)Granito porfírico 4.5 x 103 (húmedo) – 1.3 x 106 (seco) Feldespatos porfírico

4 x 103 (húmedo)

Sienita 102 – 106

Diorita porfírica 1.9 x 103 (húmedo) – 2.8 x 104 (seco) Porfirita 10 – 5 x 104 (húmedo) – 3.3 x 103 (seco) Cuarzodiorita 2 x 104 – 2 x 106 (húmedo) – 1.8 x 105 (seco) Porfiros (varios) 60 - 104

Dacita 2 x 104 (húmedo) Andesita 4.5 x 104 (húmedo) – 1.7 x 102 (seco) Diabasa (varias) 20 – 5 x 107

Lavas 102 – 5 x 104

Gabro 103 – 106

Basalto 10 – 1.3 x 107 (seco) Peridotita 3 x 103 (húmedo) – 6.5 x 103 (seco) Esquistos (calcáreos y micas)

20 – 104

Tufitas 2 x 103 (húmedo) – 105 (seco) Esquistos de grafitos

10 – 102

Gneis (varios) 6.8 x 104 (húmedo) – 3 x 106 (seco) Mármol 102 – 2.5 x 108 (seco) Skarn 2.5 x 102 (húmedo) – 2.5 x 108 (seco) Cuarcitas (varias) 10 – 2 x 108

Argilitas 10 – 8 x 102

Conglomerados 2 x 103 – 104

Areniscas 1 – 6.4 x 108

Limolitas 50 – 107

Dolomitas 3.5 x 102 – 5 x 103

Arcillas húmedas no consolidadas

20

Arcillas 1 – 100 Areniscas petroliferas

4 – 800

Tabla 4.3: Algunas resistividades

43

Uno de los tipos de arreglo comúnmente usados es el Schlumberger (Figura 4.13), en este caso el factor geométrico ha sido calculado (Keller y Frischknecht, 1966), pudiendo expresarse la resistividad, en función de los parámetros de la figura 4.13, como

I

V

l

La 2

2

(4.39)

para este arreglo, en el límite cuando el valor de a se aproxima a cero, la cantidad V/2l se aproxima al valor del gradiente de potencial en el punto medio del arreglo. La figura 4.14 muestra el espaciamiento, entre electrodos, necesario para obtener cierta fracción de

la corriente que circula por debajo de una profundidad z1. De este gráfico es posible ver que, cuando 12 zL , la mitad de la corriente fluye en la capa superior y la otra mitad en la inferior. Debido a que la variación de potencial, medida en superficie, es proporcional a la corriente fluyendo por debajo, es deseable entregar la mayor cantidad de corriente que sea posible, si se desea poder medir con distancias entre electrodos grande, aunque esto representa cierta limitación del método, este cuenta con la ventaja de controlar la fuente de poder.

Figura 4.14: Distribución de la corriente con la profundidad (Telford et al, 2001)

En el caso de un sistema de n capas, cada una con resistividad i, Johansen (1975) ha desarrollado una metodología basada en filtros digitales que permite solucionar la ecuación de Laplace, 02U , imponiendo las condiciones de borde adecuadas. Así el potencial en superficie, en un sistema de coordenadas cilíndricas; que se sirve de la simetría elegida, está dado por

Figura 4.13: Arreglo Schlumberger

44

drJhhTI

drJhhAI

zrU

o

o

nn

nn

)(),..,,,..,,(2

)(),..,,,..,,(212

)0,(

0

1111

0

11111

1

(4.40)

ecuación cuyo Kernel ),..,,,..,,( 111 nnhhT , se resuelve recursivamente mediante las

siguientes expresiones

)2exp(1

)2exp(1

)(

1,..,2,)2exp(1

)2exp(1)(;

/)()(1

)()()(:

/)()(1

)()()(),..,,,..,,(

1

1

1

1

1

1

11

1

1

121

211111

h

h

T

njh

hW

TW

TWTcon

TW

TWThhT

n

nn

nn

n

nn

nn

nn

j

j

jj

jjj

jj

j

nn

(4.41)

en que J0 representa la función de Bessel de orden cero. Con esta recursión es posible, computacionalmente, establecer potenciales en superficie, producto de cierta distribución de capas en profundidad, con el fin de comparar con los potenciales medidos en terreno.

45

5. ANTECEDENTES DEL DESLIZAMIENTO

El fenómeno de remoción en masa que se investiga corresponde, según Carrasco (2000), a un deslizamiento menor, de tipo rotacional, ocurrido el día 8 de Octubre de 1997. En la actualidad, tal como se ve en la figura 5.1, se puede identificar el escarpe principal y el escarpe menor distanciado unos 20 m. aproximadamente

Figura 5.1: Panorámica del deslizamiento, donde se puede apreciar el escarpe principal y el rastro dejado por los flujos de barro posteriores encerrado por la línea segmentada

Se pueden identificar, además, grietas de tensión de ancho entre 20 y 200 cm, que reflejan (Carrasco, 2000) la latencia del deslizamiento. Estas grietas cuentan con distinta orientación, dependiendo del segmento del depósito en que se encuentran; desde el escarpe menor, y por unos 20 m. depósito abajo, exhiben formas cóncavas en el sentido del movimiento, en los 15 m. siguientes se presentan convexas, para terminar sin orientación preferencial en la zona donde se produce un cambio considerable de la pendiente (dedos del deslizamiento).

En la base, el depósito gradó a flujo transportando bloques que llegaron hasta las viviendas aledañas. El área del conjunto abarca unos 0.09 Km2.

El día 8 de Septiembre de 1999 ocurrieron nuevos flujos que se canalizaron por las quebradas que limitan la zona (Figura 5.1), recorriendo cerca de 500 m. Carrasco (2000) ha

46

clasificado estos movimientos como flujos de barro, aunque en la actualidad su depósito ha sido removido.

La roca que aflora en el escarpe secundario, se encuentra intensamente meteorizada tal como se puede ver en la figura 5.2

Figura 5.2: Intensa meteorización en el escarpe secundario

Por el sur, limitando lateralmente el depósito, se encuentra un peñasco (Figura 5.2; 5.3) que, mediante observaciones en terreno, no ha sido posible determinar si forma parte del macizo rocoso que aflora o si se trata de un bloque desplazado por el deslizamiento.

Sobre esta roca, que tiene expuestos cerca de 20 m y que se encuentra intensamente fracturada, se ha realizado un perfil sísmico y uno gravimetrico intentando esclarecer su naturaleza.

Figura 5.3: Peñasco, limitando por el sur el depósito, el círculo rojo encierra una persona.

47

Según Carrasco (2000) los factores que han condicionado el desarrollo de este deslizamiento son principalmente geomorfologicos y geologicos-geotécnicos mientras que los agentes gatillantes serían escencialmente climáticos, reconociendo, dentro de estos últimos agentes, a las precipitaciones, pluviales y nivales, como un factor de influencia relevante, dados los registros obtenidos en las estaciones metereológicas del Retén de San José y de la Obra, que se reproducen en la tabla 5.1.

Las precipitaciones pluviales, registradas los días 2,3 y 4 de Octubre de 1997 de la tabla 5.1, permiten a Carrasco (2000) deducir, sin hacer mención a la sismología ni contar con los registros de precipitaciones nivales, que habrían gatillado 3 días después el deslizamiento por la sobrecarga de nieve sobre un material previemente saturado. La misma autora muestra la relación directa entre las lluvias intensas y la reactivación de los flujos de barro en 1999 producto de la sobresaturación.

48

Estaciones Estaciones Día San José

ReténLa Obra

Día San José Retén

La Obra

1 0,0 0,0 1 2,5 4,02 10,0 7,0 2 0,0 0,03 22,0 37,0 3 0,0 0,04 14,0 21,5 4 21,0 32,05 0,0 0,0 5 18,5 14,06 0,0 0,0 6 30,0 42,07 0,0 0,0 7 14,0 40,08 0,0 0,0 8 0,0 19,59 0,0 0,0 9 0,0 0,0

10 0,0 0,0 10 0,0 0,011 0,0 0,0 11 0,0 0,012 0,0 1,5 12 17,5 50,013 20,5 38,0 13 0,0 0,014 7,5 5,0 14 0,0 0,015 0,0 11,5 15 0,0 0,016 0,0 0,0 16 0,0 0,017 0,0 0,0 17 0,0 0,018 0,0 2,0 18 0,0 0,019 0,0 0,0 19 0,0 0,020 0,0 0,0 20 0,0 0,021 0,0 0,0 21 0,0 0,022 0,0 0,0 22 0,0 0,023 0,0 0,0 23 0,0 0,024 0,0 0,0 24 0,0 0,025 0,0 0,0 25 0,0 0,026 0,0 0,0 26 0,0 0,027 0,0 0,8 27 0,0 0,028 6,0 0,4 28 0,0 0,029 0,0 0,0 29 0,0 0,030 0,0 0,0 30 10,0 15,031 0,0 0,0 31

Total 80,0 124,7 Total 113,5 216,5

Octubre de 1997 Septiembre de 1999

Tabla 5.1 . Precipitaciones diarias (mm) (Fuente: Dirección General de Aguas)

49

El mecanismo de deformación del depósito ha sido modelizado por Rebolledo y Verdugo (2000?) suponiendo los parámetros y la capa de suelo de la figura 5.4. El modelo fue obtenido utilizando el programa de diferencias finitas FLAC3D® y se encuentra en la figura 5.5

Figura 5.4: Capa de suelo (en rojo) de ángulo de roce interno ( ) de 20° y cohesión 0.1 Kg/cm2 sobre roca (azul) de ángulo de roce interno ( ) 50° y cohesión 10 Kg/cm2 que ha sido utilizado como hipótesis del

modelo de deformación

Figura 5.5: Modelización de la deformación producto del deslizamiento

50

6. ANÁLISIS, RESULTADOS Y MODELIZACIÓN

La disposición de las estaciones, en las distintas campañas de terreno, estuvo principalmente enfocada en determinar la geometría de la superficie de ruptura, mediante la interpolación de perfiles. Esta disposición está esquematizada en la figura 6.1 donde puede apreciarse la ubicación y superposición de perfiles de distintas técnicas geofísicas. Esto último permite controlar la robustez de las metodologías, estimándose la profundidad de dicha superficie, en forma independiente.

Figura 6.1: Esquema de la ubicación de los perfiles y las bases de GPS diferencial

51

6.1 Perfiles Sísmicos

Los perfiles de refracción sísmica, se realizaron longitudinal y transversalmente al depósito, tal como se muestra la figura 6.1 y, han sido utilizados como principal herramienta de control geométrico, dadas las ventajas señaladas en el apartado 4.2.1. En estos perfiles se ha utilizado como fuente de ondas, varios golpes de martillo contra el suelo, acumulándose (stack) diez golpes en cada uno de los cinco intentos realizados para una misma línea de geófonos.

El perfil trasversal (T1) se realizó conservando una distancia de 10m. entre cada geófono, cuyos registros, con las marcas de primeras llegadas en rojo, para uno de los experimentos, se presenta en la figura 6.2

Figura 6.2: Registros en el perfil transversal T1, con las marcas, rojas, de las primeras llegadas

Estos tiempos, registrados en la tabla 1 del apéndice II, se encuentran trazados y corregidos en la figura 6.3, donde se aprecia, además, la geometría de la modelización realizada.

52

Figura 6.3: Tiempos de llegada medidos, con sus respectivos promedios corregidos (circulos rojos), teoricos (cruces) y el perfil de velocidades transversal asociado. En este esquema se ha supuesto que la superficie de contacto puede representarse como una fracción de circunferencia. La línea rojaa segmentada simboliza el

trayecto seguido por algunos rayos

Esta modelización, cuyo ajuste parece aceptable a simple vista, se realizó mediante un esquema de Runge-Kutta para solucionar las ecuaciones 4.13, suponiendo una superficie de contacto en forma circular sobre la que se encuentran sedimentos cuya velocidad de propagación varía radialmete desde 300 a 900 m/s. Esta fracción de circunferencia, que alcanza una profundidad máxima cercana a los 25 m. se encuentra en un medio (rocoso) que cuenta con una velocidad de propagación de ondas P que aumenta desde 2000 hasta 2500 m/s, tal como muestra la figura 6.3.

Un segundo perfil sísmico tranversal (T2) se realizó a partir de, y sobre, la unidad rocosa que se puede apreciar en la figura 5.3. Con este perfil no solo se pretende restringir la geometría del depósito, sino que además, y principalmente, se pretende utilizar como una herramienta que permita dilucidar la calidad, de roca in situ o bloque desplazado, de dicha unidad. La señal obtenida por los geófonos, distanciados 5 m. entre sí, se encuentra en la figura 6.3, mientras que el resumen del tiempo de primeras llegadas se encuentra tanto en la tabla 2 del apéndice II como en la figura 6.4.

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Figura 6.4: Registro en el perfil transversal T2, con las marcas del arribo de la señal.

En los primeros geófonos, antes de ser alcanzada la distancia crítica, el comienzo de la señal da cuenta de la llegada de la onda directa, representada por la ecuación 4.16. En este perfil sísmico, y tal como se ve en la figura 6.5, es posible identificar la llegada de la onda directa en los primeros seis geófonos cuyos tiempos de arribo pueden ser ajustados mediante

1785.35171.1 xt (6.1)

que representa la propagación de ondas directas en un medio de velocidad 660 m/s. Este medio está compuesto por rocas de composición andesíticas, que se encuentran extremadamente fracturadas (figura 5.3).

Los tiempos de llegada de onda, presentan un cambio de pendiente, en la tendencia que siguen, a partir del sexto geófono, producto de lo que se ha interpretado como el alcance, o sobrepaso, de la distancia crítica, marcando el comienzo de la llegada de la onda que se refracta en el contacto que representa la base de la roca de la figura 5.3, que se ha supuesto inclinado, y que separa la roca andesítica muy fracturada del material que conforma el depósito mal consolidado.

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En este perfil se ha modelizado el bloque rocoso fracturado como una cuña de 660 m/s. En esta figura, se aprecia, además, un refractor, ubicado a una profundidad poco mayor que 30 m, que separa material poco consolidado, cuya velocidad de propagación aumenta desde 1100 a 1200 m/s, de roca propiamente tal, de velocidad 1960 m/s. Este último refractor se ha considerado horizontal por carecer de argumentos para inclinarlo.

Al disponer los geófonos longitudinalmente al depósito del deslizamiento (perfil L1), se situó la fuente en ambos extremos de la línea, presentándose el registro, en ambos casos, en la figura 6.2, sin ningún tipo de filtro. En esta figura ha sido marcado, con una línea roja, el tiempo de llegada al geófono respectivo. La distancia entre los geófonos es, en este caso, de 10 m.

Figura 6.5: Modelización y tiempo de las primeras llegadas en el perfil trasversal (T2), las líneas segmentadas rojas representan el camino seguido por algunos rayos mientras que la línea segmentada celeste el contacto

deducido de la gravimetría.

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Figura 6.6: Primer 0.5 segundo de los 24 registros del perfil longitudinal, tanto con la fuente ladera abajo (figura superior) como con la fuente ladera arriba (figura inferior), sin cambiar el arreglo. Los geófonos están separados

por 10 m. Las marcas rojas representan las primeras llegadas

Los tiempos de llegada, ordenados por su distancia a la fuente, en cada uno de los cinco intentos, y su promedio, se encuentran resumidos en la tabla 3 del apéndice II y graficados en la figura 6.7.

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Figura 6.7: Tiempo de arribo a cada geófono, en ambos sentidos, en el perfil longitudinal

En el caso que se analiza, y a diferencia de lo evidenciado por los perfiles transversales, la velocidad de propagación en el relleno no presenta variación longitudinal, practicamente, constante a lo largo del depósito; solo presenta una variación entre 1000 y 900 m/s en la parte baja y alta, respectivamente, del depósito

La figura 6.7 muestra que no existe la simetría, entre las curvas camino-tiempo, que se presenta en la propagación sobre un medio de capas planas, ni ha sido posible conciliar un modelo de capa inclinada. Dadas estas carencias, se ha buscado un modelo, que aunque arbitrario y no único, concilia la información derivada de los perfiles tranversales. Este modelo se presenta en la figura 6.8, donde se ha supuesto una disminución lineal de la velocidad de propagación en la roca que va desde 1800 m/s en la zona topograficamente hasta 1100 m/s en las zonas altas.

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Figura 6.8: Tiempos de llegada y perfil longitudinal asociado, suponiendo un modelo de velocidad 2D

De acuerdo con la tabla 4.1, las velocidades de propagación de onda menores que 1200 m/s y entre 1100 y 1800 m/s que se han estimado, pertenecen a los rangos de velocidades en medios mal consolidados y rocas de génesis volcánicas fracturadas, respectivamente, siendo perfectamente compatibles con el ambiente geológico en que se haya el perfil. Cabe destacar que el material mal consolidado se establece hasta una

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profundidad cercana a los 30 m, que dada la empinada topografía, se trasforma en una importante y anomala acumulación.

6.2 Perfil Eléctrico

La sección del depósito incluida en el perfil sísmico transversal T1 fue cubierta, además, por una serie de sondajes eléctricos verticales, tal como muestra la figura 6.1. Estas medidas de resistividad se encuentran sintetizadas en la tabla 3 del apéndice II y han sido modelizadas, en forma directa, suponiendo que la resistividad se distribuye en forma de capas planas, o cercana a ellas, en profundidad, supuesto que permite establecer una recurrencia (ecuación 4.21) para cada uno de los sondajes realizados. La figura 6.8 sintetiza estos sondajes en un perfil, donde se puede apreciar que el techo de las unidades eléctricas con resistividad mayor a 1000 Omh-m coincide, cercanamente, con el contacto encontrado entre las unidades sísmicas en el perfil T1, mientras que la figura 6.9 muestra una de las soluciones de esta recurrencia, por cada sondaje.

Figura 6.9: Sondajes Eléctricos Verticales, la línea negra representa el contacto del perfil sísmico T1.

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SEV 1 SEV 2

SEV 3 SEV 4

SEV 5 Figura 6.10: Modelización directa de los cinco sondajes eléctricos realizados.

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Cabe destacar que el sondaje SEV 3 tiene resistividades, asociadas, muy bajas a lo largo de toda profundidad, lo que parece natural si se considera que se encuentra en uno de los extremos del plano de ruptura, lo que dejaría expuesto material muy fracturado y propenso a la infiltración.

6.3 Perfil Gravimétrico

Se realizó un perfil gravimétrico superpuesto, y sobrepasando, la sección cubierta por el perfil sísmico transversal T2 (figura 6.1). El control de la altura, crucial en la reducción de los datos, se llevo a cabo mediante un levantamiento GPS diferencial. Estas medidas de posición fueron referenciadas a las bases instaladas cerca de la base del depósito (figura 6.1) que, desafortunadamente, no pudieron ser instaladas en una cima.

Los valores, gravimetricos y de posición, obtenidos en esta campaña se encuentran en la tabla 5 y 6, respectivamente, del apéndice II, en la gráfica de la figura 6.10 se pueden apreciar, además, las barras de error estimado, y acumulado, a partir de las desviaciones estándar tanto de la gravimetría como del levantamiento GPS.

Figura 6.11: Medidas y modelización gravimétrica, las líneas negras representan el contacto sísmico.

Esta modelización, basada en la ecuación 4.29, muestra un contraste brusco (0.8 gr/cm3), pero aceptable (tabla 4.3), entre la densidad del material desplazado (suelo) y la roca sana que se encuentra en profundidad (aparentemente volcánica). Bajo esta condición el material no consolidado se presenta, en concordancia con la sísmica, una profundidad que llega a alcanzar un poco mas de 30 m.

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6.4 Volumen del depósito

Como una forma de estimar, en primer orden, el volumen del depósito, se han interpolado los perfiles sísmicos longitudinal (L1) y transversal (T1) para obtener, de forma aproximada, la superficie de ruptura que se presenta en la figura 6.12.

Figura 6.12: Interpolación de los perfiles sísmicos en una tentativa superficie de ruptura.

En esta interpolación ha permitido obtener un volumen aproximado de material removido de 100 000 m3.

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7. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

7.1 Discusión

Una visión regional del mapa I.1 permite establecer una estrecha relación entre la falla definida por Aguirre (1999), extendida en este trabajo, y el desarrollo tanto del Deslizamiento antiguo sobre el camino de Lagunillas como del Deslizamiento y flujo de barro de 1997 en San José de Maipo. La prolongación de la falla hacia el norte podría correlacionarse, además, con el Deslizamiento antiguo de Guayacán. Las pronunciadas pendientes del valle de Maipo, la desintegración observada producto de la meteorización, sumado a la disminución de la calidad del macizo que rodea esta falla, cuyo buzamiento hacia el oeste y su movimiento inverso alzó, o alza quizás, el bloque oriental aportando material fracturado para ser removido, generan un conjunto de factores condicionantes muy favorables al desarrollo de fenómenos de remoción con alta probabilidad de ser desencadenados dados los niveles de precipitación, tanto nival como pluvial, y la actividad sísmica que presenta la zona que rodea el poblado de San José de Maipo.

Las distintas técnicas geofísicas empleadas han permitido determinar la geometría del depósito producto del deslizamiento de 1997, mostrando su eficacia clara, dada la consistencia que han presentado entre sí, tal como se ve en las figuras del capítulo 6. Entre estas técnicas, cabe destacar, que la sísmica ha resultado ser la más útil, no solo por la resolución que se puede alcanzar sino, además, por la información adicional que aportan las velocidades calculadas en relación a la calidad del macizo rocoso. En particular, aunque la litología permanece relativamente invariante en los alrededores del depósito estudiado, las velocidades de propagación de onda poseen diferencias importantes, mostrando una tendencia a disminuir, con la respectiva disminución de la calidad del macizo rocoso, a medida que se asciende topográficamente, en concordancia con los hallazgos de roca intensamente fracturada en la cima (figura 3.2). Es así como en el perfil sísmico trasversal T1 (figura 6.3), realizado a una elevación de 1170 m, presenta las más bajas velocidades de propagación obtenidas para la roca subyacente (2000 m/s), que se presume andesitica. De acuerdo a la relación de Coon y Merris ((1970) en Bieniawski (1984)), resumida en la tabla 7.1, y asumiendo una velocidad de propagación de entre 4000 y 6000 m/s para una andesita sana, se puede asignar un índice de velocidad relativo menor que 0.1 para esta roca subyacente, convirtiéndola en un macizo rocoso de muy mala calidad en la clasificación RQD (Clayton et al. 1995). En el relleno, en este mismo perfil, se presenta, asimismo la mínima velocidad de propagación (cercana a 300 m/s) encontrada en el depósito mismo, evidenciando la mayor disgregación que presenta en la zona de deflación, en comparación con la zona de acumulación que se encuentra ladera abajo.

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En el perfil transversal T2, realizado a una altura de 1150, la velocidad de propagación del relleno aumenta hasta 1200 m/s mientras que la roca subyacente lo hace hasta 1960 m/s. Aunque no se han encontrado evidencias en terreno, se estima que este perfil fue realizado sobre la zona de acumulación, donde la aglomeración de material ha disminuido, relativamente, la porosidad permitiendo el aumento de la velocidad en el relleno. El índice de

velocidad relativa, para la roca subyacente es menor que 0.2, si se asume de litología andesítica. Este valor, aunque un poco mayor que el obtenido topografía arriba, permite establecer, de la misma forma, a la roca como de calidad mala a muy mala.

El perfil longitudinal L1 presenta velocidades de propagación que promedian esta propiedad a lo largo de todas las elevaciones que abarca, factor que se ha inferido como principal controlador de esta propiedad, dada la homogeneidad litológica . En este contexto, es razonable pensar en una velocidad de propagación relativamente grande, en los segmentos topográficamente bajos, que promediada con las velocidades menores registradas a medida que se asciende, resulten en las velocidades aparentes de 1800 y 1100 m/s obtenidos en la figura 6.7 para las zonas bajas y altas respectivamente. Dado que los datos obtenidos en terreno son incompatibles con un modelo simple de capa inclinada (el refractor saldría por sobre la superficie) se ha utilizado el ángulo de inclinación que definen los perfiles transversales entre los perfiles transversales calculados para la capa inferior en el fragmento topográficamente alto del perfil. El fragmento topográficamente bajo debe estar inclinado como lo indica la figura 6.8 dado que una inclinación en sentido contrario o si el reflector estuviese paralelo a la superficie, el empalme con el segmento superior sería brusco reflejándose en la señal obtenida, especialmente en la zona en que se sobreponen las curvas camino-tiempo. El grado de inclinación, se ha elegido arbitrariamente mediante un empalme suave y respetando la tendencia que ha mostrado la velocidad.

Siguiendo este razonamiento, es posible plantear una calidad mala de macizo rocoso, bajo el criterio RQM en la zona topográficamente baja. Es importante notar que la geometría obtenida en este perfil es muy similar a la obtenida por Rebolledo y Verdugo (2000) en su modelización de la deformación, aunque estos últimos autores estimaron que la profundidad máxima que alcanza el material mal consolidado es menor que 20 m.

Una característica importante del perfil sísmico longitudinal (L1) es que el reflector, que representa la superficie de ruptura, aún cuando se evidencia en el segmento superior y en los laterales, no parece remontar a la superficie, permaneciendo oculto, en el límite inferior de la superficie de ruptura. Esta característica permite sospechar que no se ha completado el proceso de ruptura, en corcondancia con los modelos de Martel (2004) que para superficies de ruptura cuya razón (anchura máxima)/(longitud total) sea 0.75 y (anchura máxima)/(profundidad) mayor que 5 cuentan con una energía de fracturamiento disponible máxima tanto en la cabecera, donde se ha completado el proceso, como en el pie de la superficie, por donde seguirá creciendo hasta alcanzar una razón (anchura

Índice de velocidad relativa (VF/VL)

2Calidad del macizo

rocoso

< 0,2 Muy mala 0,2 – 0,4 Mala 0,4 – 0,6 Media 0,6 – 0,8 Buena

> 0,8 Muy Buena Tabla 7.1: Índice de velocidad relativa y calidad del

macizo rocoso, que relaciona la velocidad de las ondas longitudinales medidas in situ, VF, con la velocidad

medida en laboratorio, VL, utilizándose como criterio de calidad (Coon and Merrit, 1970; en Bieniawski,

1984).

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máxima)/(longitud total) de 0.5. Este mismo autor predice que el fracturamiento en la superficie cerca de la cabecera, es una respuesta al deslizamiento en profundidad, lo que implica que las grietas de tensión observadas en terreno marcan un estado tardío de la iniciación del deslizamiento, que junto a la incompletitud de la ruptura reflejan la latencia del deslizamiento.

Desafortunadamente no se tienen estimadores para los errores cometidos en las campañas sísmicas, y solo se ha removido, de los datos, una estimación del error en el tiempo de inicio del registro, producto, probablemente, de situar el gatillador del registro en el martillo, y no en el suelo. Existe, además, cierta subjetividad, inevitable, al determinar el tiempo de las primeras llegadas.

Cabe destacar que al ascender topográficamente, se asciende, además, estratigraficamente (Mapa I.1), por lo que perfiles efectuados transversalmente al depósito a distintas alturas, se realizan en distintas facies de depositación, existiendo la posibilidad que las disminución de la velocidad de propagación al ascender, refleje facies que han estado enterradas a menor profundidad y no necesariamente a roca de menor calidad según el criterio RQM.

La campaña gravimétrica ha permitido definir, aunque no de manera única, la forma y profundidad del contacto entre el material no consolidado y la roca, de forma consistente con la sísmica superpuesta (figura 6.11). Dicho contacto alcanza poco más de 30 m. de profundidad si se utiliza, un brusco, contraste de densidad de 0.8 gr/cm3. Este contraste es aceptable si se considera que el material disgregado, de densidad cercana a los 2.0 gr/cm3, cubre estratos volcánicos de densidad cercana a los 2.8 gr/cm3 (tabla 4.3.1).

Una ventaja importante de esta metodología es la posibilidad de estimar los errores cometidos desde las desviaciones estándar de las medidas, suponiendo que los datos se distribuyen siguiendo una curva normal, lo que permite restringir la modelización.

Lo susceptible y frágil del gravímetro sumado a la dificultad de nivelar en terrenos abruptos y mal consolidación hacen de esta, una técnica incomoda. La determinación de las diferencias de altura entre los puntos medidos, crucial en las correcciones gravimétricas, fue realizada mediante un levantamiento GPS diferencial, pese a lo cuál la precisión no siempre fue suficiente, dado que las abruptas laderas impiden la cobertura adecuada de los satélites de posición.

En el caso de los sondajes eléctricos verticales realizados, las resistividades fueron calculadas suponiendo un modelo de capas planas y usando un arreglo Schlumbeger, cuyo espaciamiento fue cambiado para estudiar las variaciones de resistividad en profundidad. Aun cuando el intervalo de resistividad posible para una misma litología abarca varios ordenes de magnitud y la distribución del arreglo, en terreno, no fue completamente simétrica, es posible correlacionar la roca subyacente con las unidades eléctricas que tienen una resistividad mayor que 1000 Ohm-m. Este resultado, en concordancia con los resultados obtenidos en el experimento sísmico, muestra una disminución en el espesor del depósito poroso (< 1000 Ohm-m) desde 20 m. en el centro del perfil hasta unos pocos metros en los márgenes del depósito. La figura 6.8 muestra, además (SEV 3), el intenso fracturamiento que muestra la roca que se encuentra a pocos metros, depósito afuera, de la quebrada que limita por el norte al depósito.

Si bien la metodología resistiva usada permite, de muy buena forma, delimitar las unidades fracturadas o porosas, tan características en estudios de fenómenos de remoción en masa, lo hace mediante la interpolación de perfiles con una exactitud que impide

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demarcar, con certeza, la forma del contacto. Esta incerteza proviene tanto de la trasgresión de los supuestos de capas planas y arreglos simétricos -condiciones inalcanzables en la práctica- como de la escala logarítmica que se usa en la estimación de la profundidad de las capas.

Integrando todos los resultados, es posible decir que mediante la utilización de las distintas técnicas geofísicas presentadas, ha sido posible restringir la geometría del depósito en forma robusta, utilizando las distintas técnicas en conjunto. Este resultado ha permitido determinar la existencia de acumulaciones de material removido hasta una profundidad, máxima, de 25 m.

Pese a los buenos resultados no ha sido posible discernir la calidad de macizo rocoso o bloque desplazado de la roca sobre la que se realizó el perfil sísmico T2 y el perfil gravimétrico (Figura 5.3), ya que esta roca pareciera formar parte del macizo rocoso en su límite, depósito afuera, aparentando una diferencia en la velocidad de propagación producto del fracturamiento, pero se extiende como un bloque depósito adentro.

Dado lo importante de la acumulación encontrada, y las abruptas pendientes, que superan el ángulo de fricción interna de los materiales, se presume que el material mal consolidado corresponde a la superposición de depósitos provenientes de distintos eventos de remoción en masa previos, situando a estos fenómenos como un importante mecanismo formador de suelos.

Esta superposición de eventos habría formado un complejo depósito que se deslizó en forma transicional entre deslizamiento rotacional y traslacional el día 8 de Octubre de 1997 movilizando cerca de 100000 m3 si se asume que el depósito puede ser simplificado como la interpolación de los perfiles sísmicos L1 y T1.

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7.2 Conclusiones

En forma general se puede decir que la zona estudiada está muy propensa al desarrollo de fenómenos de remoción en masa, tanto por las condicionantes que imponen las abruptas pendientes presentes, la meteorización y el plegamiento y fracturamiento que presentan los estratos, como por los factores gatillantes que generan el clima y los movimientos sísmicos habituales. En este contexto es importante, revisar los registros sísmicos de la zona el día 8 de Octubre de 1997, en búsqueda del registro ya sea de algún gatillador o del deslizamiento mismo.

El fenómeno de remoción en masa del día 8 de Octubre de 1997 ha sido clasificado como un deslizamiento transcicional entre rotacional, dada la “forma de cuchara” que presenta su superficie de ruptura expuesta, y traslacional, debido a la geometría del depósito. La actividad de este deslizamiento se evidencia por la incompletitud de la ruptura y la presencia de grietas de tensión.

Este estudio muestra el significativo aporte que otorgan los métodos geofísicos, cuando se cuenta con la información geológica adecuada, no solo en la restricción, robusta, de la geometría del depósito y la superficie de ruptura, sino además, en la clasificación de la calidad del macizo rocoso.

Dentro de las técnicas geofísicas utilizadas en la caracterización del depósito, la sísmica ha demostrado ser la más ventajosa dada la resolución que alcanza y el vínculo que se puede establecer entre la velocidad calculada y la calidad del macizo.

La velocidad de propagación de onda en el macizo rocoso muestra una tendencia a disminuir a medida que se asciende topográficamente, reflejando, por tanto, una reducción de la calidad de la roca, dado que la litología correspondería, invariablemente, a rocas andesíticas; de ser cierto este último supuesto, la roca subyacente correspondería a un macizo de mala a muy mala calidad, bajo el criterio RQD, lo que se encuentra en perfecta concordancia con las características de los afloramientos, intensamente fracturados, que surgen en la cima.

Aunque la modelización del perfil gravimétrico resulta consistente con la sísmica, la manipulación en terreno resulta compleja, obteniéndose, además, errores considerables en la estimación de alturas por GPSD, conjunto que deriva en grandes incertezas en el modelo.

El método eléctrico de SEV permite identificar con claridad y muy bajos costos instrumentales las rocas porosas o fracturadas que caracterizan los depósitos producto de los fenómenos de remoción en masa y sus alrededores. Sin embargo, su utilidad es solo como estimador de primer orden, ya que no permite diferenciación de litologías ni exactitud en la determinación de la superficie de ruptura.

Con los resultados obtenido se presume que la abundancia de material mal consolidado, que alcanza los 25 m. de grosor, representa una acumulación de eventos no solo en distinto tiempo, sino que además, de distinta naturaleza, tal como, se produjo en la reunión de los depósitos del deslizamiento de 1997 y de los flujos de barro de 1999. El complejo conjunto se habría deslizado movilizando cerca de 100 000 m3, de acuerdo a la integración de las herramientas geofísicas.

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Yañez, G.; Cembrano, J.; Pardo, M.; Ranero, C.; Sellés, C. 2002. The Challenger – Juan Fernández – Maipo major tectonic transition of the Nazca – Andean subduction system at 33 – 34 ºS: geodynamic evidence and implications. Journal of South American Earth Science. Vol 15. pp 23 – 38.

71

9. ANEXOS

72

APENDICE I Clasificación Simplificada de Fenómenos de Remoción en Masa

Figura 1: Tipos de movimientos de ladera (extraído de González de Vallejo, 2002)

Deslizamientos rotacionales

Suelos Rocas

Deslizamientos traslacionales

Suelos Rocas

Flujos

Suelos Derrubios Bloques rocosos

Desprendimientos

Vuelcos

Rocas Suelos

Avalanchas

Rocas Derrubios

Desplazamientos laterales

Suelos Bloques rocosos

73

APENDICE II Datos

DISTANCIA [m]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO PROMEDIO

[mseg]

TIEMPO PROM. CORREGIDO

[mseg]

190 133,0 131,2 128,5 130,0 131,2 130,8 120,5

180 132,2 133,7 131,2 127,5 129,0 130,7 120,5

170 128,0 127,5 129,0 129,0 130,7 128,8 118,6

160 126,7 127,7 129,0 123,7 127,5 126,9 116,7

150 135,5 131,0 133,5 130,0 127,7 131,5 121,3

140 133,7 132,0 133,7 127,5 128,5 131,1 120,8

130 123,7 127,5 128,2 123,7 127,7 126,2 115,9

120 119,5 120,2 118,2 119,0 120,2 119,4 109,2

110 119,7 118,0 118,0 121,2 121,2 119,6 109,4

100 113,5 106,2 109,0 113,5 105,7 109,6 99,3

90 99,5 101,2 101,0 96,3 102,5 100,1 89,8

80 102,5 101,7 99,8 98,0 94,8 99,4 89,1

70 90,3 87,8 90,8 90,5 91,5 90,2 79,9

60 78,8 75,3 80,8 78,3 74,5 77,5 67,3

50 66,8 65,8 67,5 65,8 68,8 66,9 56,7

40 57,3 54,5 56,5 56,5 57,3 56,4 46,2

30 52,5 51,5 52,5 49,3 48,0 50,8 40,5

20 37,8 35,0 37,3 37,8 36,0 36,8 26,5

10 24,0 23,5 23,8 24,5 23,5 23,9 13,6

Tabla 1: Tiempo de llegada a los geófonos, en el perfil transversal T1

DISTANCIA [m]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO PROMEDIO

[mseg]

TIEMPO PROM. CORREGIDO

[mseg]

117 118,7 119 120,5 119 120,5 119,54 117,58

112 118 116,5 116,5 115 115,7 116,34 114,38

107 112,7 115 114,2 116,5 113,5 114,38 112,42

102 107,2 112 112 110,2 106,5 109,58 107,62

97 105,7 101 101,7 105 104 103,48 101,52

92 97,8 101,5 98,5 100,7 101,7 100,04 98,08

87 94,3 94,5 92,5 94 93,3 93,72 91,76

82 93,5 94 91,5 94,8 93,3 93,42 91,46

77 91,5 90,3 89,3 91,5 90,8 90,68 88,72

72 89,3 87,8 87,8 88,5 88,5 88,38 86,42

67 81,5 81 82,5 80,8 80,8 81,32 79,36

62 73,5 72,5 72,8 72,5 73,3 72,92 70,96

57 65 64,3 62,8 64 64,3 64,08 62,12

47 53,3 53,3 54,5 51,8 53,3 53,24 51,28

42 47,8 49,8 48,8 47 47,5 48,18 46,22

37 47,8 47 47,8 47 47,3 47,38 45,42

32 44,8 44 44,8 44,8 44 44,48 42,52

27 42,3 40,8 42 41,5 41,3 41,58 39,62

22 35,3 34,5 36 35,3 34,5 35,12 33,16

17 29,8 29 30 29 29 29,36 27,40

12 21,8 21,3 22,3 21,3 20,8 21,5 19,54

7 13,3 12,8 13,5 12,8 11,3 12,74 10,78

2 4 3,3 3,3 3,3 3,5 3,48 1,52

Tabla 2: Tiempo de llegada a los geófonos, en el perfil transversal T2

74

DISTANCIA [m]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO [mseg]

TIEMPO PROMEDIO

[mseg]

TIEMPO PROM. CORREGIDO

[mseg]

240 138,0 142,5 136,7 134,7 137,7 137,9 126,6

230 133,5 130,7 134,5 128,0 133,5 132,0 120,7

220 128,0 125,2 125,2 127,0 130,5 127,2 115,8

210 128,0 125,0 125,0 125,7 129,0 126,5 115,2

200 126,5 125,2 124,2 124,2 127,5 125,5 114,2

190 125,7 122,2 123,5 122,5 124,0 123,6 112,2

180 122,7 122,0 122,7 120,2 125,2 122,6 111,2

170 112,0 109,2 115,0 116,0 117,5 113,9 102,6

160 110,2 106,5 108,0 109,5 105,7 108,0 96,6

150 106,7 102,0 103,2 106,5 108,7 105,4 94,1

140 102,7 98,5 103,7 103,0 102,7 102,1 90,8

130 100,0 98,5 101,5 99,3 100,2 99,9 88,6

120 97,0 97,0 98,3 96,3 98,5 97,4 86,1

110 89,3 85,8 89,8 89,0 91,5 89,1 77,7

100 81,5 80,8 84,3 83,8 84,5 83,0 71,6

90 75,3 76,8 79,5 78,3 78,3 77,6 66,3

80 71,3 71,3 73,3 71,5 72,5 72,0 60,6

70 65,8 65,8 67,0 65,0 66,5 66,0 54,7

60 62,0 62,3 64,8 64,3 64,3 63,5 52,2

50 59,0 59,3 60,8 59,5 60,0 59,7 48,4

40 51,0 50,0 53,0 48,0 52,5 50,9 39,6

30 36,8 40,8 42,3 37,8 42,8 40,1 28,8

20 31,0 30,3 32,8 27,5 33,3 31,0 19,6

10 21,5 21,0 22,5 17,3 22,8 21,0 9,7

Tabla 3: Tiempo de llegada a los geófonos, en el perfil longitudinal L1

75

SEV 1: Centro en N 6276274 E 375208 h 1165

Ciclo Directo Ciclo Reverso Ciclos Comb.

AB/2 (m)

MN (m)

V(mV)

I (Amp)

V(mV)

I(Amp)

V(mV)

I(Amp)

K(m)

Resist. apar. (ohm-m)

2 2 -3010 0,0642 2650 -0,0606 2830,0 0,06240 4,7 213,7

4 2 -771 0,0626 527 -0,0567 649,0 0,05965 23,6 256,4

8 2 -127 0,0152 -46 -0,0202 40,5 0,01770 99,0 226,4

8 4 -335 0,0139 -160 -0,0192 87,5 0,01655 47,1 249,1

16 4 -212 0,0410 -101 -0,0420 55,5 0,04150 197,9 264,7

32 8 -75 0,0040 -68 -0,0050 3,5 0,00450 395,8 307,9

32 16 -91 0,0044 -77 -0,0043 7,0 0,00435 188,5 303,3

SEV 2: Centro en N 6276297 E 375224 h 1170

Ciclo Directo Ciclo Reverso Ciclos Comb.

AB/2 (m)

MN (m)

V(mV)

I (Amp)

V(mV)

I(Amp)

V(mV)

I(Amp)

K(m)

Resist. apar. (ohm-m)

2 2 1161 -0,0196 -1097 0,0187 1129,0 0,01915 4,7 277,8

4 2 427 -0,0363 -321 0,0292 374,0 0,03275 23,6 269,1

4 2 371 -0,0320 -300 0,0272 335,5 0,02960 23,6 267,1

4 2 292 -0,0239 -256 0,0239 274,0 0,02390 23,6 270,1

8 2 23 -0,0015 18 0,0015 2,5 0,00150 99,0 164,9

8 8 12 -0,0011 -28 0,0013 20,0 0,00120 18,8 314,2

8 8 16 -0,0011 -27 0,0014 21,5 0,00125 18,8 324,2

16 16 14 -0,0066 -127 0,0053 70,5 0,00595 37,7 446,7

16 16 2 -0,0054 -126 0,0052 64,0 0,00530 37,7 455,2

32 16 -35 -0,0119 -86 0,0104 25,5 0,01115 188,5 431,1

32 16 -40 -0,0100 -84 0,0106 22,0 0,01030 188,5 402,6

SEV 3: Centro en N 6276352 E 375260 h 1170

Ciclo Directo Ciclo Reverso Ciclos Comb.

AB/2 (m)

MN (m)

V(mV)

I (Amp)

V(mV)

I(Amp)

V(mV)

I(Amp)

K(m)

Resist. apar. (ohm-m)

1 1 -12260 0,1428 11260 -0,131 11760,0 0,13690 2,4 202,4

1 1 -11400 0,1326 11510 -0,1346 11455,0 0,13360 2,4 202,0

2 2 -1938 0,0363 1563 -0,0349 1750,5 0,03560 4,7 231,7

2 2 -1917 0,0364 1624 -0,0365 1770,5 0,03645 4,7 228,9

5 2 -548 0,0504 181 -0,0474 364,5 0,04890 37,7 281,0

5 2 -504 0,0446 172 -0,0465 338,0 0,04555 37,7 279,7

8 2 -252 0,0236 -140 -0,0121 56,0 0,01785 99,0 310,5

8 2 -217 0,0125 -150 -0,0088 33,5 0,01065 99,0 311,3

8 2 -211 0,0107 -145 -0,0098 33,0 0,01025 99,0 318,6

16 6 -36 0,0279 101 -0,0265 68,5 0,02720 129,3 325,7

16 6 -32 0,0268 102 -0,0262 67,0 0,02650 129,3 327,0

76

SEV 4: Centro en N 6276246 E 375221 h 1170

Ciclo Directo Ciclo Reverso Ciclos Comb.

AB/2 (m)

MN (m)

V(mV)

I (Amp)

V(mV)

I(Amp)

V(mV)

I(Amp)

K(m)

Resist. apar. (ohm-m)

2 2 -5710 0,0639 5320 -0,0588 5515,0 0,06135 4,7 423,6

2 2 -5240 0,0588 4920 -0,0537 5080,0 0,05625 4,7 425,6

2 2 -4780 0,0538 4850 -0,0535 4815,0 0,05365 4,7 422,9

4 2 -1223 0,0571 1294 -0,0566 1258,5 0,05685 23,6 521,6

4 2 -1103 0,0519 1146 -0,0499 1124,5 0,05090 23,6 520,5

8 2 -320 0,0693 345 -0,0657 332,5 0,06750 99,0 487,5

8 2 -276 0,0599 316 -0,0601 296,0 0,06000 99,0 488,2

8 2 -259 0,0557 303 -0,0583 281,0 0,05700 99,0 487,9

16 2 -118 0,0910 110 -0,0899 114,0 0,09045 400,6 504,8

16 2 -111 0,0847 102 -0,0858 106,5 0,08525 400,6 500,4

32 2 -66 0,1376 8 -0,1264 37,0 0,13200 1606,9 450,4

32 2 -65 0,1270 6 -0,1213 35,5 0,12415 1606,9 459,5

50 2 -28 0,0939 -5 -0,0892 11,5 0,09155 3925,4 493,1

50 2 -28 0,0869 -6 -0,0845 11,0 0,08570 3925,4 503,8

50 6 3 0,0849 70 -0,0840 33,5 0,08445 1304,3 517,4

50 6 0 0,0858 67 -0,0807 33,5 0,08325 1304,3 524,8

50 6 -1 0,0851 68 -0,0828 34,5 0,08395 1304,3 536,0

SEV 5: Centro en N 6276178 E 375199 h 1174

Ciclo Directo Ciclo Reverso Ciclos Comb.

AB/2 (m)

MN (m)

V(mV)

I (Amp)

V(mV)

I(Amp)

V(mV)

I(Amp)

K(m)

Resist. apar. (ohm-m)

2 2 2410 -0,0196 -2190 0,0185 2300,0 0,01905 4,7 568,9

2 2 2200 -0,0172 -2130 0,0180 2165,0 0,01760 4,7 579,7

2 2 2180 -0,0175 -2110 0,0177 2145,0 0,01760 4,7 574,3

4 2 83 -0,0021 1 0,0021 41,0 0,00210 23,6 460,0

4 2 93 -0,0026 -8 0,0018 50,5 0,00220 23,6 540,9

4 2 86 -0,0023 -12 0,0026 49,0 0,00245 23,6 471,2

8 2 48 -0,0019 31 0,0021 8,5 0,00200 99,0 420,6

8 2 46 -0,0017 30 0,0017 8,0 0,00170 99,0 465,7

8 8 14 -0,0013 -55 0,0018 34,5 0,00155 18,8 419,6

8 8 25 -0,0014 -44 0,0015 34,5 0,00145 18,8 448,5

16 8 33 -0,0010 28 0,0010 2,5 0,00100 94,2 235,6

16 8 36 -0,0009 31 0,0009 2,5 0,00090 94,2 261,8

Tabla 4: Medidas de resistividad obtenidas

77

AUTOGRAV / Field Mode R7.31 REMOTE

No: 408267

Grid: 0 Job: 0 Date: 06-05-1930 Operator: 0

mGals Tilt x sensit.: 294,5

Tilt y sensit.: 280,9

Deg.Lat.: -25,1

Deg.Long.: 68,66

0 GMT Difference: 0.hr

Start Time: 20:02:57 Cal.after x samples: 12

06-05-2017 On-Line Tilt Corrected = *

StationGrav.

[mGal] SD. Tiltx Tilty Temp. E.T.C. Dur Time

0 3036.280* 0,04 2 2 0,62 -0,027 66 16:27:58

0 3036.309* 0,045 0 2 0,63 -0,025 30 16:33:08

0 3036.306* 0,048 6 3 0,64 -0,025 30 16:35:40

0 3036.307* 0,031 -1 -3 0,61 -0,032 30 21:22:46

0 3036.311* 0,026 -2 -2 0,64 -0,033 30 21:24:44

1 3019.329* 0,029 24 7 0,62 -0,008 30 17:37:31

1 3019.342* 0,061 0 4 0,67 -0,007 30 17:41:04

2 3018.548* 0,053 6 6 0,6 -0,004 30 17:55:52

2 3018.569* 0,041 0 -1 0,62 -0,004 30 17:57:52

3 3019.306* 0,058 -1 -1 0,6 -0,002 30 18:07:11

3 3019.307* 0,07 -1 -1 0,62 -0,002 30 18:08:29

4 3020.078* 0,048 7 4 0,61 -0,001 30 18:24:55

4 3020.088* 0,057 7 -3 0,62 -0,001 30 18:26:44

5 3019.746* 0,039 8 5 0,63 0 30 19:07:51

5 3019.765* 0,031 2 6 0,65 -0,001 30 19:09:35

6 3019.317* 0,039 -5 5 0,64 -0,002 30 19:25:48

6 3019.331* 0,043 -2 6 0,65 -0,002 30 19:27:23

7 3019.243* 0,044 -3 4 0,63 -0,005 30 19:46:03

7 3019.264* 0,05 2 5 0,64 -0,005 30 19:47:38

8 3018.935* 0,045 3 0 0,65 -0,007 30 19:56:42

8 3018.933* 0,042 2 4 0,67 -0,008 30 19:58:07

9 3018.822* 0,043 1 3 0,63 -0,012 30 20:17:07

9 3018.838* 0,048 5 3 0,64 -0,012 30 20:18:39

10 3018.737* 0,043 -1 -1 0,58 -0,016 30 20:31:22

10 3018.757* 0,055 -5 3 0,61 -0,016 30 20:33:23

Tabla 5: Medidas gravimétricas

78

ESTACION LATITUD ERROR(95%)

LONGITUD ERROR(95%)

ALTURA ORTOMET

ERROR(95%)

BAS2 BASE 2 33° 38' 50,35831" S 0 70° 20' 48,10554" W 0 1096,292 0

BAS1 BASE 1 33° 38' 44,27344" S 0 70° 20' 47,62687" W 0 1101,506 0

1 33° 38' 50,13612" S 0,952 70° 20' 44,58247" W 0,244 1180,326 0,99

2 33° 38' 48,69762" S 6,725 70° 20' 45,06518" W 1,627 1183,068 4,781

3 33° 38' 48,13017" S 0,058 70° 20' 45,17741" W 0,087 1179,92 0,18

4 33° 38' 47,70083" S 0,097 70° 20' 45,14068" W 0,075 1176,824 0,168

5 33° 38' 47,06397" S 0,024 70° 20' 45,16454" W 0,055 1176,896 0,072

6 33° 38' 46,48705" S 0,02 70° 20' 44,97276" W 0,057 1180,008 0,075

7 33° 38' 46,13918" S 0,029 70° 20' 44,76092" W 0,058 1181,204 0,084

8 33° 38' 45,72632" S 0,037 70° 20' 44,44078" W 0,061 1184,586 0,098

9 33° 38' 45,23451" S 0,023 70° 20' 44,08807" W 0,061 1186,453 0,098

10 33° 38' 43,59419" S 0,024 70° 20' 43,13903" W 0,062 1190,803 0,118

Tabla 6: Posicionamiento GPSD de los puntos gravimétricos

79

Sta

t.E

ST

E(U

TM

19)

[m]

NO

RT

E(U

TM

19)

[m]

AL

TO

RT

[m

]

Err

Alt

(9

5%

) [m

]

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v.

[mG

al]

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al]

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al]

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[mG

al]

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al

[mG

al]

Resid

ual

[mG

al]

Err

.R

esid

ual

0

3036,3

09

0,0

4

0,0

88

16:3

3:0

8

16,5

522

3036,3

07

0,0

000

0,0

0

0,0

00

3036,3

07

0

3036,3

06

0,0

4

0,0

94

16:3

5:4

0

16,5

944

0

3036,3

07

0,0

3

0,0

61

21:2

2:4

6

21,3

794

3036,3

09

0,0

015

0,0

0

0,0

00

3036,3

07

0

3036,3

11

0,0

2

0,0

51

21:2

4:4

4

21,4

122

1

375210,2

6276142,0

1180,2

3

0,9

90

3019,3

29

0,0

2

0,0

57

17:3

7:3

1

17,6

252

3019,3

35

0,0

003

363,5

6

132,1

16

3250,7

85

3250,7

85

0,0

0

0,4

72

1

3019,3

42

0,0

6

0,1

20

17:4

1:0

4

17,6

844

2

375197,3

6276186,1

1183,0

1

4,7

81

3018,5

48

0,0

5

0,1

04

17:5

5:5

2

17,9

311

3018,5

58

0,0

004

364,4

2

132,4

26

3250,5

52

3251,1

02

-0,5

5

2,1

11

2

3018,5

69

0,0

4

0,0

80

17:5

7:5

2

17,9

644

3

375194,0

6276203,6

1179,8

2

0,1

80

3019,3

06

0,0

5

0,1

14

18:0

7:1

1

18,1

197

3019,3

06

0,0

005

363,4

3

132,0

69

3250,6

74

3251,2

29

-0,5

5

0,1

89

3

3019,3

07

0,0

7

0,1

37

18:0

8:2

9

18,1

413

4

375194,7

6276216,7

1176,8

2

0,1

68

3020,0

78

0,0

4

0,0

94

18:2

4:5

5

18,4

152

3020,0

83

0,0

006

362,5

1

131,7

34

3250,8

63

3251,3

23

-0,4

6

0,1

64

4

3020,0

88

0,0

5

0,1

12

18:2

6:4

4

18,4

455

5

375194,0

6276236,4

1176,8

7

0,0

72

3019,7

46

0,0

3

0,0

76

19:0

7:5

1

19,1

308

3019,7

55

0,0

008

362,5

3

131,7

39

3250,5

45

3251,4

65

-0,9

1

0,1

06

5

3019,7

65

0,0

3

0,0

61

19:0

9:3

5

19,1

597

6

375198,7

6276254,3

1179,9

4

0,0

75

3019,3

17

0,0

3

0,0

76

19:2

5:4

8

19,4

300

3019,3

24

0,0

009

363,4

7

132,0

83

3250,7

15

3251,5

93

-0,8

7

0,1

07

6

3019,3

31

0,0

4

0,0

84

19:2

7:2

3

19,4

563

7

375204,0

6276265,0

1181,1

3

0,0

84

3019,2

43

0,0

4

0,0

86

19:4

6:0

3

19,7

675

3019,2

53

0,0

010

363,8

4

132,2

16

3250,8

78

3251,6

71

-0,7

9

0,1

21

7

3019,2

64

0,0

5

0,0

98

19:4

7:3

8

19,7

938

8

375212,1

6276277,9

1184,5

0

0,0

98

3018,9

35

0,0

4

0,0

88

19:5

6:4

2

19,9

450

3018,9

34

0,0

010

364,8

8

132,5

93

3251,2

19

3251,7

64

-0,5

4

0,1

29

8

3018,9

33

0,0

4

0,0

82

19:5

8:0

7

19,9

686

9

375221,0

6276293,2

1186,3

6

0,0

98

3018,8

22

0,0

4

0,0

84

20:1

7:0

7

20,2

852

3018,8

30

0,0

012

365,4

5

132,8

02

3251,4

80

3251,8

74

-0,3

9

0,1

25

9

3018,8

38

0,0

4

0,0

94

20:1

8:3

9

20,3

108

10

375244,7

6276344,1

1190,6

6

0,1

18

3018,7

37

0,0

4

0,0

84

20:3

1:2

2

20,5

227

3018,7

46

0,0

012

366,7

7

133,2

83

3252,2

40

3252,2

40

0,0

0

0,1

33

10

3018,7

57

0,0

5

0,1

08

20:3

3:2

3

20,5

563

Radio

Tie

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] 6.3

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G

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3/s

2K

g] 6,6

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