Contenido

1 Tipos de Movimientos en Masa Clasificaciones1.1 Definicin 1.2 Tipos de Movimientos en Masa1.2.1 Cada 1.2.2 Volcamiento 1.2.3 Deslizamiento 1.2.4 Propagacin Lateral 1.2.5 Flujo 1.2.6 Otros movimientos en Masa Bibliografa

INTRODUCCION

Los Andes son jvenes, tectnicamente hablando. Su relieve topogrfico abrupto, actividad ssmica y extenso vulcanismo, combinado con una meteorizacin profunda, conllevan a una alta e inusual incidencia de amenazas por movimientos en masa. Los movimientos en masa son procesos importantes en los pases andinos y literalmente significan una pesada carga para sus habitantes. De hecho, algunos de los peores desastres asociados a movimientos en masa en el mundo han ocurrido en la regin Andina: los flujos de detritos de Vargas, Venezuela, ocurridos en 1999, con alrededor de 15.000 vctimas, El lahar de Armero, Colombia, ocurrido en 1992, con 23.000 vctimas y la avalancha de roca y hielo/flujo de detritos de 1970 en el Nevado Huascarn, Per que se llev 18.000 vidas. Adems de estos grandes eventos, cientos de pequeos movimientos en masa interrumpen las actividades normales en ciudades, pueblos y carreteras todos los aos, provocando daos y muerte a sus habitantes y causando serias prdidas econmicas.

1.1 DEFINICION

El trmino movimientos en masa incluye todos aquellos movimientos ladera abajo de una masa de roca, de detritos o de tierras por efectos de la gravedad.Algunos movimientos en masa, como la reptacin de suelos, son lentos, a veces imperceptibles y difusos, en tanto que otros, como algunos deslizamientos pueden desarrollar velocidades altas y pueden definirse con lmites claros, determinados por superficies de rotura.Es de gran utilidad para la comunicacin de ideas en torno a los movimientos en masa, en cualquier lenguaje, la definicin formal que describa los aspectos nicos que caracterizan a cada tipo de movimiento y que pueda emplearse para diferenciarlo de los otros. Las clasificaciones de movimientos en masa de Varnes (1958, 1978) y Hutchinson (1968, 1988) son, hoy en da, los sistemas ms ampliamente aceptados en el mundo de habla inglesa e hispana. Varnes (1958 y 1978) emplea como criterio principal en la clasificacin, el tipo de movimiento y en segundo lugar, el tipo de material. As, divide los movimientos en masa en cinco tipos: Cadas Vuelcos Deslizamientos Propagaciones flujosAdems, divide los materiales en dos clases: Rocas SuelosEstos ltimos subdivididos en detritos y tierra. De esta manera, presenta definiciones para varias posibles combinaciones de tipo de movimiento y material.

Es importante tener en cuenta que en la prctica es difcil asignar un movimiento en masa a una clase en particular, debido a que la mayora de los procesos son bastante complejos y presentan diferentes comportamientos a lo largo de su trayectoria, debido a las propiedades de los materiales involucrados. Adems, hay factores externos que influyen en el tipo de movimiento, por ejemplo, mientras que una determinada ladera pudiera fallar como deslizamiento traslacional en condiciones de humedad moderada, el mismo deslizamiento se puede transformar en una avalancha o un flujo de detritos en condiciones de mayor humedad, aumentando la longitud de su recorrido.

1.2.1 Cada La cada es un tipo de movimiento en masa en el cual uno o varios bloques de suelo o roca se desprenden de una ladera, sin que a lo largo de esta superficie ocurra desplazamiento cortante apreciable. Una vez desprendido, el material cae desplazndose principalmente por el aire pudiendo efectuar golpes, rebotes y rodamiento.Dependiendo del material desprendido se habla de una cada de roca, o una cada de suelo. El movimiento es muy rpido a extremadamente es decir con velocidades mayores a 5 10 mm/s. El estudio de casos histricos ha mostrado que las velocidades alcanzadas por las cadas de rocas pueden exceder los 100 m/s.Una caracterstica importante de las cadas es que el movimiento no es masivo ni del tipo flujo. Existe interaccin mecnica entre fragmentos individuales y su trayectoria, pero no entre los fragmentos en movimiento.Los acantilados de roca son usualmente la fuente de cadas de roca, sin embargo tambin puede presentarse el desprendimiento de bloques de laderas en suelo de pendiente alta.

Figura 1.1 Cada de rocas (a) Comunidad Chullpa Khasa, Provincia de Ayopaya, Departamento de Cochabamba, Bolivia (Fotografa G. Quenta) (b) Margen izquierda del ro Huaura, provincia de Oyon, Lima, Per (Fotografa L. Fdel) (c) Costa Patagnica, Comodoro Rivadavia, Argentina (d) Carretera Pativilca Huaraz, Lima, Per (Fotografa L. Fdel).

(a) Esquema de la cada de rocas (b) Corominas y Yagu (1997) denominan a este movimiento colapso.

1.2.2 VolcamientoSe denomina as a un tipo de movimiento en masa en el cual hay una rotacin generalmente hacia adelante de uno o varios bloques de roca o suelo, alrededor de un punto o pivote de giro en su parte inferior. Este movimiento ocurre por accin de la gravedad, por empujes de las unidades adyacentes o por la presin de fluidos en grietas. El Volcamiento puede ser en bloque, flexional (o flexural) y flexional del macizo rocoso como se describe a continuacin.El primero involucra roca relativamente competente, donde el fallamiento ocurre por prdida de estabilidad y rotacin de uno o varios bloques a partir de un punto en su base, semejante al vuelco de libros en un estante (Figura 1.3). El volcamiento de bloques es controlado por una orientacin especfica de discontinuidades y generalmente est asociado a velocidades altas. El vuelco flexural, en cambio, involucra roca ms frgil y densamente diaclasada; el fallamiento ocurre por el doblamiento de columnas de rocas delgadas. Los movimientos en este caso pueden ser lentos y graduales (Figura 1.4). Esquema del vuelco en bloque Figura 1.4 Vuelco de rocas (a) Vista general y detalle de volcamiento flexural en esquistos cuarzo micceos. Urbanizacin Macaracuay, Caracas, Venezuela (Fotografa D. Salcedo) (b) Vuelco flexural carretera Bogot Villavicencio, Colombia (Fotografa M. Garca) (c) Esquema de vuelco por flexin segn Corominas y Yagu (1997).El vuelco flexural del macizo rocoso es un movimiento de una ladera a gran escala el cual involucra deformacin flexural gradual de estratos densamente diaclasados, con buzamientos altos, usualmente en rocas metamrficas como esquistos o filitas (Nichol et al., 2002). Los vuelcos flexurales del macizo rocoso son con frecuencia dctiles, el movimiento es evidente y se auto estabiliza, sin embargo, pueden conducir al desarrollo de un movimiento rotacional al formarse un plano de ruptura a lo largo de la superficie de bisagra del vuelco.

(a) Esquema de vuelco del macizo rocoso) y (b) Esquema del movimiento denominado cabeceo

Volcamiento flexural que se convirti en un deslizamiento de roca, La Clapire, Francia (a) 1982 y (b) 1987 (Fotografas O. Hungr).1.2.3 Deslizamiento Es un movimiento ladera abajo de una masa de suelo o roca cuyo desplazamiento ocurre predominantemente a lo largo de una superficie de falla, o de una delgada zona en donde ocurre una gran deformacin cortante.En el sistema de Varnes (1978), se clasifican los deslizamientos, segn la forma de la superficie de falla por la cual se desplaza el material, en traslacionales y rotacionales. Los deslizamientos traslacionales a su vez pueden ser planares o en cua. Sin embargo, las superficies de rotura de movimientos en masa son generalmente ms complejas que las de los dos tipos anteriores, pues pueden consistir de varios segmentos planares y curvos, caso en el cual se hablar de deslizamientos compuestos (Hutchinson, 1988) (Ver el captulo 5).

Deslizamiento traslacional (Translational slide)Es un tipo de deslizamiento en el cual la masa se mueve a lo largo de una superficie de falla plana u ondulada. En general, estos movimientos suelen ser ms superficiales que los rotacionales y el desplazamiento ocurre con frecuencia a lo largo de discontinuidades como fallas, diaclasas, planos de estratificacin o planos de contacto entre la rocay el suelo residual o transportado que yace sobre ella. En un macizo rocoso, este mecanismo de falla ocurre cuando una discontinuidad geolgica tiene una direccin aproximadamente paralela a la de la cara del talud y buza hacia sta con un ngulo mayor que el ngulo de friccin.En los casos en que la traslacin se realiza a travs de un slo plano se denomina deslizamiento planar. El deslizamiento en cua, es un tipo de movimiento en el cual el cuerpo del deslizamiento est delimitado por dos planos de discontinuidad que se intersectan entre s e intersectan la cara de la ladera o talud, por lo que el cuerpo se desplaza bien siguiendo la direccin de la lnea de interseccin de ambos planos, o el buzamiento de uno de ellos.La velocidad de los movimientos traslacionales puede variar desde rpida a extremadamente rpida.

Deslizamiento planar segn los planos d estratificacin de capas de areniscas y lutitas, Estado Falcn,

Quebrada la Troya, Argentina (Foto- grafa

(a) y (b) Esquema de un desliza- miento traslacional, llamado resbalamiento y corrimiento segn Corominas Dulcet y Garca Yagu (1997) (c) Esquema de deslizamiento traslacional de roca en Cerchiaria di Calabria, sur de Italia (la disgregacin del material no puede observarse debido a la escala de la figura).

Detalle de la configuracin de dos diaclasas que condicionan un deslizamiento en cua (Fotografa D. Salcedo).

Deslizamiento en cua (a) Cerro Partido, Lima, Per (b) Carretera Loja-Zamora, sector San Francisco, Loja, Ecuador.

Esquema de un deslizamiento en cua.Deslizamiento rotacional Es un tipo de deslizamiento en el cual la masa se mueve a lo largo de una superficie de falla curva y cncava. Los movimientos en masa rotacionales muestran una morfologa distintiva caracterizada por un escarpe principal pronunciado y una contra- pendiente de la superficie de la cabeza del deslizamiento hacia el escarpe principal. La deformacin interna de la masa desplazada es usualmente muy poca. Debido a que el mecanismo rotacional es auto estabilizante, y ste ocurre en rocas poco competentes, la tasa de movimiento es con frecuencia baja, excepto en presencia de materiales altamente frgiles como las arcillas sensitivas.Los deslizamientos rotacionales pueden ocurrir lenta a rpidamente, con velocidades menores a 1 m/s.

Deslizamiento rotacional ocurrido en la Provincia de Chimborazo, Paccha, Ecuador, 2004 (Fotografa Kashypa Yada).Como se mencion antes, algunos deslizamientos tienen superficies de falla que no son ni rotacionales ni planares. Este tipo de deslizamiento es denominado por Hutchinson (1988) deslizamiento compuesto. La superficie de ruptura se desarrolla a lo largo de planos de plegamiento, o por la interseccin de varias discontinuidades planares o por la combinacin de superficies de ruptura y de planos de debilidad de la roca. El movimiento a lo largo de superficies de deslizamiento compuestas no es cinemticamente posible sin que ocurra cizalla interna significativa en el cuerpo del deslizamiento.Los deslizamientos compuestos usualmente presentan un control estructural resultando en superficies de ruptura irregulares de complejidad variable. El tipo ms comn de deslizamiento compuesto incluye movimiento rotacional a lo largo de un escarpe principal seguido de un desplazamiento a lo largo de una superficie de debilidad casi horizontal, usualmente paralela a la estratificacin en rocas sedimentarias. Usualmente los deslizamientos compuestos se caracterizan por pequeos escarpes y la formacin de estructuras de graben o fosa, lo cual los diferencia morfolgicamente de los deslizamientos rotacionales.En consecuencia, las propiedades mecnicas del cuerpo del deslizamiento juegan un papel importante en los deslizamientos compuestos, en contraste con los deslizamientos rotacionales o traslacionales, que no requieren deformacin interna y en los cuales la resistencia al deslizamiento radica en las propiedades de la superficie de ruptura.Se pueden dar muchas otras formas de movimientos en masa compuestos. Los deslizamientos que se presentan en laderas de alta pendiente en rocas competentes

(a) Deslizamiento compuesto, zona urbana de Caracas, (b) Deslizamiento compuesto en rocas sedimentarias Cretceas

Son usualmente compuestos, debido a que la superficie de ruptura debe desarrollarse siguiendo una serie de discontinuidades de orientaciones muy variadas. Dado que requieren desarrollar deformacin interna para que ocurra el deslizamiento, se desintegran con rapidez tan pronto como se inicia el movimiento. Hungr y Evans (2004) proponen el trmino colapso de roca para este tipo de deslizamiento, evitndose la necesidad de especificar el mecanismo de ruptura. Estos deslizamientos de roca ocurren a lo largo de una superficie irregular compuesta por numerosas discontinuidades orientadas al azar y separadas por segmentos de roca intacta (puentes de roca). Ocurren sbitamente y con velocidades altas, por lo cual estn entre los deslizamientos ms amenazantes y difciles de analizar y predecir. Este tipo de movimiento usual- mente se transforma en cada de roca, si son de magnitud pequea, o en avalanchas de roca cuando son de gran magnitud.1.2.4 Propagacin Lateral La propagacin o expansin lateral es un tipo de movimiento en masa cuyo desplazamiento ocurre predominantemente por deformacin interna (expansin) del material. La mayora de los deslizamientos y los flujos involucran algn grado de expansin. Las propagaciones laterales pueden considerarse como la etapa final en una serie de movimientos donde la deformacin interna predomina decididamente sobre otros mecanismos de desplazamiento como los que imperan en el deslizamiento o el flujo.Varnes (1978) distingue dos tipos de propagacin, uno en que el movimiento afecta a todo el material sin distinguirse la zona basal de cizalla, tpico de masas rocosas, y otro que ocurre en suelos cohesivos que sobre yacen a materiales que han sufrido licuefaccin o a materiales en flujo plstico.Las propagaciones laterales pueden desarrollarse y evidenciar deformacin plstica de materiales frgiles bajo el peso de una unidad competente (Figuras 1.20 y 1.21) Algunos autores seala que hay una relacin continua entre deslizamientos y expansiones laterales, dependiendo de la importancia de la deformacin interna. De esta forma, muchos casos de propagacin lateral podran incluirse dentro de la categora de deslizamientos compuestos.Debe hacerse una distincin importante entre las propagaciones laterales lentas como las que ocurren en estratos rocosos gruesos que sobre yacen a materiales blandos, y las que involucran licuacin de materiales sensibles tales como arenas saturadas de densidad relativa baja a media o limos y arcillas sensitivas. En las primeras el estrato competente superior puede fracturarse y separarse en bloques o losas; el material blando inferior fluye hacia las grietas entre los bloques (Figuras 1.21 a y b) y as el movimiento de stos es extremadamente lento. Las segundas, usualmente inducidas por terremotos, son extremadamente rpidas y peligrosas (Figura 1.21c). Algunos autores prefieren incluir este ltimo tipo de movimiento en masa bajo la categora de deslizamientos por flujo, los cuales se describen ms adelante o en los flujos.

1.2.5 Flujo Es un tipo de movimiento en masa que durante su desplazamiento exhibe un comportamiento semejante al de un fluido; puede ser rpido o lento, saturado o seco. En muchos casos se originan a partir de otro tipo de movimiento, ya sea un deslizamiento o una cada. Se clasifican los flujos de acuerdo con el tipo y propiedades del material involucrado, la humedad, la velocidad, el confinamiento lateral y otras caractersticas que los hacen distinguibles; as mismo, aportan definiciones que enfatizan aspectos de uso prctico tiles para el estudio de amenazas.Es importante hacer la distincin entre los diferentes tipos de flujos cuando se analiza la amenaza a que est sometida un rea ya que, como se describe ms adelante, el potencial destructivo es caracterstico de cada tipo. Por ejemplo, es importante establecer la diferencia entre flujo de detritos y avalancha de detritos. En el caso del flujo de detritos (movimiento en masa canalizado) el estudio de amenaza se deber concentrar en una trayectoria pre-establecida o canal y en el rea de depositacin o abanico, reas potencialmente afectadas. En cambio, una avalancha de detritos puede desplazarse sobre reas abiertas en laderas de alta pendiente. Por supuesto las avalanchas de detritos con frecuencia encuentran un canal pre-existente y se convierten en flujos de detritos.

Flujo secoEl trmino flujo trae naturalmente a la mente la idea de contenido de agua, y de hecho para la mayora de los movimientos de este tipo se requiere cierto contenido de agua. Sin embargo, ocurren con alguna frecuencia pequeos flujos secos de material granular y se ha registrado un nmero considerable de flujos gran- des y catastrficos en materiales secos.El flujo seco de arena es un proceso fundamental en la migracin de dunas de arena (Figura 5.21). Los flujos secos de talud son importantes en la formacin de conos de talud.Los de limo a veces son desencadenados por el fallamiento de escarpes empinados o barrancos de material limoso (Hungr et al., 2001).

Cono de detritos, quebrada Quiscas, Lima, Per (Fotografa S. Nez).

Flujo de detritos Es un flujo muy rpido a extremadamente rpido de detritos saturados, no plsticos (ndice de plasticidad menor al 5%), que transcurre principalmente confinado a lo largo de un canal o cauce con pendiente pronunciada. Se inician como uno o varios deslizamientos superficiales de detritos en las cabeceras o por inestabilidad de segmentos del cauce en canales de pendientes fuertes. Los flujos de detritos incorporan gran cantidad de material saturado en su trayectoria al descender en el canal y finalmente los depositan en abanicos de detritos.Sus depsitos tienen rasgos caractersticos como albardones o diques longitudinales, canales en forma de u, trenes de bloques rocosos y grandes bloques individuales. Los flujos de detritos desarrollan pulsos usualmente con acumulacin de bloques en el frente de onda. Como resultado del desarrollo de pulsos, los caudales pico de los flujos de detritos pueden exceder en varios niveles de magnitud a los caudales pico de inundaciones grandes. Esta caracterstica hace que los flujos de detritos tengan un alto potencial destructivo.La mayora de los flujos de detritos alcanzan velocidades en el rango de movimiento extremadamente rpido descrito en la Tabla 1.2, y por naturaleza son capaces de producir la muerte de personas. Las velocidades de los flujos se determinan generalmente en el campo por observacin de las sper elevaciones del flujo en las curvas del canal las cuales se reflejan en marcas de lodos o de vegetacin afectada. Asimismo, dichas velocidades se pueden determinar con base en la diferencia en elevacin de diques o albardones longitudinales formados al desbordarse el flujo en las mrgenes de curvas del canal.Hay un tipo de flujo de detritos de gran magnitud que ocurre en los volcanes, ya sea durante las erupciones o en el periodo entre stas; por lo general movilizan depsitos de material volcnico no consolidado. Estos son denominados usualmente como lares. Figura 1.23 Flujos de detritos, Cuenca del roChecras, Lima, Per (Fotografa L. Fdel). Figura 1.24 Flujos de detritos (a) Tambo de Viso, Departamento de Lima, Per, enero 16 de 1998 y (b) Quebrada Tapaya, ro Andahua, Laguna de Chachas, Arequipa, Per (Fotografa B. Zaval a).Muchos de los desastres ms devastadores en el mundo, en trminos de prdidas econmicas, han sido atribuidos a flujos de detritos

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

Figura 1.26 (a) Corte esquemtico tpico de un flujo de detritos. Frente con bloques de un pulso del flujo de detritos (diagrama de Pierson, 1986) (b) Super elevaciones medidas en el campo para determinacin de la velo- cidad del flujo de detritos (Hungr, 2005).

Crecida de detritos

Flujo muy rpido de una crecida de agua que transporta una gran carga de detritos a lo largo de un canal, usualmente tambin llamados flujos hper concentrados.Es difcil distinguir entre un flujo de detritos y una crecida de detritos con base en la concentracin de sedimentos, por lo que deben diferenciarse segn el caudal pico observado o potencial. Las crecidas de detritos se caracterizan por caudales pico 2 3 veces mayores que el de una crecida de agua o inundacin. De esta manera, la capacidad de dao de una crecida de detritos es similar a la de una inundacin y los objetos impactados quedan enterrados o rodeados por los detritos, con frecuencia sin sufrir dao. Sin embargo, pueden ocurrir eventos excepcionales por descargas de agua inusualmente altas, tales como las producidas por el rompimiento de presas naturales o artificiales, la liberacin sbita de agua de lagos glaciales (GLOFs) o subglaciales. Estos son denominados aluviones, en Per, Chile y Argentina.Los depsitos de crecidas de detritos estn compuestos comnmente por mezclas de arena gruesa y grava pobremente estratificada. Se diferencian de los depsitos de flujos de detritos en que las gravas que los forman presentan una textura uniforme- mente gradada sin matriz en todo el depsito, e imbricacin de clastos y bloques (Pierson, 2005).

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

Flujo de lodo Flujo canalizado muy rpido a extremadamente rpido de detritos saturados plsticos, cuyo contenido de agua es significativamente mayor al del material fuente (ndice de Plasticidad mayor al 5%). El carcter de este tipo de movimiento es similar al del flujo de detritos, pero la fraccin arcillosa modifica la geologa del material. Tambin se distingue de los deslizamientos por flujo de arcilla, en que el flujo de lodo incorpora agua superficial durante el movimiento, mientras que el deslizamiento por flujo ocurre por licuacin in situ, sin un incremento significativo del contenido de agua. En algunos pases de Sudamrica se denomina flujo o torrente de barro. (a) (b)Figura 1.31 Flujos de lodo (a) Carretera a Mendoza, Guardia Vieja, Chile, 1987 (Fotografa A. Hauser) (b) Allpacoma, Bolivia, 2004.

Flujo de tierra Es un movimiento intermitente, rpido o lento, de suelo arcilloso. Los flujos de tierra desarrollan velocidades moderadas, con frecuencia de centmetros por ao, sin embargo, pueden alcanzar valores hasta de metros por minuto. El volumen de los flujos de tierra puede llegar hasta cien- tos de millones de metros cbicos .Las velocidades medidas en flujos de tierra generalmente estn en el intervalo de10- a 10- mm/s, y por tanto son generalmente lentos o extremadamente lentos.Deslizamiento por flujo (deslizamiento por licuacin) El trmino flow slide fue introducido por Casagrande (1936), para designar deslizamientos que en fases posteriores a su iniciacin se comportan como un flujo, como resultado de licuacin al. (2001) lo definen como flujo muy rpido o extremadamente rpido de una masa de suelo con estructura granular orde- nada o desordenada. Ocurre en taludes de pendiente moderada e involucra un exceso de presin de poros o licuacin del material en la zona donde se origina el movi- miento en masa (Figura 1.34). De acuerdo con el tipo de material, puede denominarse ms especficamente como: deslizamiento por flujo de arena, deslizamiento por flujo de limo, deslizamiento por flujo de detritos o deslizamiento por flujo de roca dbil (Hungr et al., 2001). Debe enfatizarse que este trmino implica la licuacin del mate- rial que hace parte del movimiento en masa, aunque en general la licuacin ocurre slo despus de un desplazamiento importante.Los deslizamientos por flujo ocurren en cierto tipo de materiales como arenas o limos saturados no compactados o arcillas extra-sensitivas. Varnes (1978) denomina a este tipo de movimiento en masa como flujos de tierra rpidos, sin embargo este nombre puede ser confundido con los flujos de tierra lentos como se defini antes. La definicin de Varnes de velocidad rpida corresponde a un rango muy lento de velocidad para este tipo de movimientos (Tabla 1.2).El trmino deslizamiento por flujo no tiene ninguna connotacin morfolgica o cinemtica, es simplemente un trmino propuesto por los primeros investigadores del proceso de licuacin, como Casagrande (1936). Este es un trmino muy importante desde el punto de vista prctico, ya que los deslizamientos por flujo, por sus caractersticas de ocurrencia sbita, altas velocidades y grandes distancias de viaje, representan uno de los fenmenos ms peligrosos.Deslizamiento por flujo en tilita glacial, desencadenado por alta presin de poros en enero de 2005. Cypress Road, West Vancouver, Canad (Fotografa O. Hungr).Por fortuna, su ocurrencia est limitada a ciertos materiales geolgicos que son susceptibles de licuacin durante su fallamiento. Tambin son caractersticas de este tipo de materiales la tendencia a reducir su volumen, y la prdida de la resistencia durante la falla.El movimiento de algunos deslizamientos por flujo est dominado por deformacin interna del material y aquellos podran denominarse mejor propagaciones latera- les extremadamente rpidas.

Avalancha de detritos Flujo no canalizado de detritos saturados o parcialmente saturados, poco profundos, muy rpidos a extremadamente rpidos. Estos movimientos comienzan como un deslizamiento superficial de una masa de detritos que al desplazarse sufre una considerable distorsin interna y toma la condicin de flujo. Relacionado con la ausencia de canalizacin de estos movimientos, est el hecho de que presentan un menor grado de saturacin que los flujos de detritos, y que no tienen un ordenamiento de la granulometra del material en sentido longitudinal, ni tampoco un frente de material grueso en la zona distal.Las avalanchas, a diferencia de los deslizamientos, presentan un desarrollo ms rpido de la rotura. Segn el contenido de agua o por efecto de la pendiente, la totalidad de la masa puede licuarse, al menos en parte, fluir y depositarse mucho ms all del pie de la ladera. Las avalanchas de detritos son morfolgicamente similares a las avalanchas de rocas.

Avalanchas de detritos durante el evento catastrfico de Vargas, Galipn, Estado Vargas, Venezuela, 1999 (Fotografa Instituto Geogrfico de Venezuela Simn Bolvar).

Avalancha de rocas Las avalanchas de rocas son flujos de gran longitud extremadamente rpidos, de roca fracturada, que resultan de deslizamientos de roca de magnitud considerable. Pueden ser extremadamente mviles y su movilidad parece que crece con el volumen. Sus depsitos estn usualmente cubiertos por bloques grandes, an cuando se puede encontrar bajo la superficie del depsito material fino derivado parcialmente de roca fragmentada e incorporada en la trayectoria. Algunos depsitos de avalanchas pueden alcanzar volmenes del orden de kilmetros cbicos y pueden desplazarse a grandes distancias; con frecuencia son confundidos con depsitos morrnicos. Las avalanchas de rocas pueden ser muy peligrosas, pero afortunadamente no son muy frecuentes incluso en zonas de alta montaa. Algunas avalanchas de roca represan ros y pueden crear una amenaza secundaria asociada al rompimiento o col- matacin de la presa. Las velocidades pico alcanzadas por las avalanchas de rocas son del orden de 100 m/s, y las velocidades medias pueden estar en el rango de 3040 m/s.

1.2.6 Otros movimientos en masaDeformaciones gravitacionales profundasHay una variedad de procesos que podran describirse como deformaciones de laderas (slope deformations) o deformaciones gravitacionales pro- fundas. Estos tipos presentan rasgos de deformacin, pero sin el desarrollo de una superficie de ruptura definida y usualmente con muy baja magnitud de velocidad y desplazamiento.

Algunas deformaciones de laderas deben ser consideradas como precursoras de deslizamientos en gran escala. Las mediciones de velocidades de este tipo de movimiento estn en el rango de 10-8 a 10-9 mm/s, extremadamente lentas.Otras deformaciones de ladera mencionadas en la literatura son: combadura (cambering) y pandeo de valles (bulging) (Hutchinson, 1988), roturas confinadas, expansin de crestas, flujos de roca, asimilables a reptacin profunda de macizos rocosos, expansin gravitacional y deformaciones gravitacionales profundas.Estas ltimas son equiparables segn Corominas Dulcet y Garca Yagu (1997) a los hundimientos gravitacionales o hundimientos de laderas .

Figura 1.37 Esquemas de deformaciones gravitacionales profundas (Agliardi et al., 2001) (a) crestas dobles (b) escarpes (c) contra-escarpes (d) trincheras naturales (e) combadura y pandeo. ReptacinLa reptacin se refiere a aquellos movimientos lentos del terreno en donde no se distingue una superficie de falla. La reptacin puede ser de tipo estacional, cuando se asocia a cambios climticos o de humedad del terreno, y verdadera cuando hay un desplazamiento relativamente contino en el tiempo (Figura 1.38).Dentro de este movimiento se incluyen la solifluxin y la gelifluxin, este ltimo trmino reservado para ambientes periglaciales. Ambos procesos son causados por cambios de volumen de carcter estacional en capas superficiales del orden de 1 a 2 metros de profundidad, combinados con el movimiento lento del material ladera abajo.La reptacin de suelos y la solifluxin son importantes en la contribucin a la formacin de delgadas capas de suelo coluvial a lo largo de laderas de alta pendiente. Estas capas pueden ser subsecuentemente la fuente de deslizamientos de detritos superficiales y de avalanchas de detritos.

Procesos de reptacin (a) Ladera en reptacin, esquistos clorticos meteorizados (b) Reptacin de suelos (c) y (d) Esquemas de reptacin y solifluxin.