servicio nacional de geologÍa y minerÍa

Argentina Eduardo O. Zappettini (coordinadorgeneral), Omar Lapido, MariaAlejandra González, ValerieBaumann, Roxana Chávez, FedericoFerpozzi (Servicio Geológico MineroArgentino – SEGEMAR), CarlosCosta (Universidad Nacional de SanLuis – UNSL)

Bolivia Gonzalo Quenta, Dardo Barrientos(Servicio Nacional de Geología yTécnico de Mineras de Bolivia –SERGEOTECMIN)

Canadá Robert Cocking (Servicio Geológicode Canadá – GSC)

Chile Luis E. Lara Pulgar (Servicio Nacionalde Geología y Minería de Chile –SERNAGEOMIN)

S E RV I C I O N A C I O N A L D E G E O L O G Í A Y M I N E R Í A

PUBLICACIÓN GEOLÓGICA MULTINACIONAL No. 5 2007

CONOZCAMOS LOS PELIGROS GEOLÓGICOSEN LA REGIÓN ANDINA

Proyecto Multinacional Andino:Geociencias para las Comunidades Andinas

Preparado como una iniciativa interinstitucional,a través del siguiente Grupo de Trabajo:

Colombia Gloria Lucía Ruiz Peña, GloriaPatricia Cortés, Yolanda CalderónLarrañaga y Fernando Gil (InstitutoColombiano de Geología y Minería –INGEOMINAS)

Ecuador Edwin León (Dirección Nacional deGeología – DINAGE), PatriciaArreaga (Instituto Oceanográfico dela Armada – INOCAR)

Perú Lionel Fidel Smoll (InstitutoGeológico Minero y Metalúrgico dePerú – INGEMMET), Hernán Tavera(Instituto Geofísico del Perú – IGP)

Venezuela Jesús Gilberto Núñez, Ninfa C.Montilla, Riguey Valladares (InstitutoNacional de Geoklogía y Minería deVenezuela – INGEOMIN)

peligros geologicos.pmd 22/10/2007, 17:0079

CONOZCAMOS LOS PELIGROS GEOLÓGICOS EN LA REGIÓN ANDINA

Publicación Geológica Multinacional No. 5, 2007.

Inscripción No.ISSN 0717-3733© Proyecto Multinacional Andino: Geociencias para las Comunidades Andinas, PMA: GCA, 2007

Servicio Geológico Minero Argentino, SEGEMAR. Avda. Julio A. Roca 651, Piso 10, Buenos Aires, Argentina.Presidente: Jorge Mayoral - Secretario Ejecutivo: Pedro AlcántaraDirector del Instituto de Geología y Recursos Minerales: Roberto Page

Servicio Nacional de Geología y Minería de Bolivia, SERGEOTECMIN. Calle Federico Zuazo 1673, Casilla 2729,La Paz, Bolivia.Director Ejecutivo Nacional: Zoilo MoncadaDirector Técnico de Geología: Edie Baldellón

Geological Survey of Canada, Natural Resources Canada. 601 Booth Street, Ottawa, Ontario K1A OE8,Canadá.Assistant Deputy Minister: Mark CoreyDirector International Division: Kenneth Ko

Servicio Nacional de Geología y Minería de Chile, SERNAGEOMIN. Avda. Santa María 0104, Casilla 10465,Santiago, Chile.Director Nacional: Patricio CartagenaSubdirectora Nacional de Geología: Renate Wall

Instituto Colombiano de Geología y Minería, INGEOMINAS. Diagonal 53, No. 34-53, Bogotá, Colombia.Director General: Mario BallesterosDirector Técnico Servicio Geológico: Alberto Núñez

Dirección Nacional de Geología de Ecuador, DINAGE. Juan León Mera y Orellana, Edificio MOP, 3o piso,Quito, Ecuador.Director Nacional: Luis PilatasigCoordinador Unidad Geología Aplicada: Elías Ibadango

Instituto Geológico Minero y Metalúrgico de Perú, INGEMMET. Avda. Canadá 1470, San Borja, Lima 41, Perú.Presidente Consejo Ejecutivo: Víctor Lay (hasta Julio 2007); Jaime Chávez-Riva (desde Julio 2007)Director Ejecutivo: José Macharé

Instituto Nacional de Geología y Minería de Venezuela, INGEOMIN. Torre Oeste, Parque Central, piso 8,Caracas 1010, Venezuela.Presidente: Avilio Antonio Lavarca

Diseño gráfico y diagramación: Daniel Rastelli

Tiraje: 5.000 ejemplares

Referencia bibliográfica:Proyecto Multinacional Andino: Geociencias para las Comunidades Andinas. 2007. Conozcamos los peligrosgeológicos en la región andina. Servicio Nacional de Geología y Minería, Publicación Geológica Multinacional,No. 5, 78 p. y un mapa a escala 1:7.500.000.

Fotografías de la portada (de arriba hacia abajo): Flujo de detritos en Los Corales, Venezuela (FotografíaINGEOMIN), Destrucción de viviendas por el terremoto del 25 de enero de 1999, Colombia(fotografía INGEOMINAS), Erupción del volcán Tungurahua, Ecuador (fotografía DINAGE), Efectosdel tsunami del 23 de junio de 2001, Camaná, Perú (fotografía INGEMMET), Deslizamiento en elcerro Pucaloma, Chima, Departamento La Paz, Bolivia (Fotografía SERGEOTECMIN), Avalanchade rocas en Las Cuevas, Argentina (Fotografía SEGEMAR), Daños en viviendas de Valdivia porefectos del terremoto del 21-22 de mayo de 1960.

Imprenta: Noviembre 2007


ÍNDICE

PRESENTACIÓN ........................................................................ 1

I. OBJETIVOS Y ALCANCES ...................................................................... 3

II. LOS ANDES EN SU CONTEXTO GEOGRÁFICO Y GEOLÓGICO ............................. 5

1. La Tectónica de Placas y la estructura de los Andes ............................... 5

2. Orografía y geología de los Andes ..................................................... 7

3. El clima como factor condicionante y desencadenante

de los procesos geológicos ............................................................ 8

4. Los glaciares en los Andes ............................................................. 10

5. Vegetación ........................................................................ 11

6. Densidad poblacional ................................................................... 12

III. PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS DEL MAPA ............................................... 15

IV. LOS PELIGROS GEOLÓGICOS EN LOS ANDES .............................................. 17

1. LOS MOVIMIENTOS EN MASA ............................................................ 17

1.1. Qué es un movimiento en masa .................................................... 17

1.2. Cómo se clasifican y describen ..................................................... 17

1.3. Por qué se generan ................................................................... 17

1.4. Qué características tienen en los Andes .......................................... 18

1.5. Cuál es la importancia de las geociencias en el estudio, mitigación

y prevención de los movimientos en masa ...................................... 22

1.6. Ejemplos ........................................................................ 23

a. Los movimientos en masa en Venezuela. Los flujos de detritos del

Estado Vargas, 1999 .............................................................. 23

b. Los movimientos en masa en Colombia. El deslizamiento de

San Cayetano, Departamento de Cundinamarca, 1999 .................... 24

c. Los movimientos en masa en Ecuador. El deslizamiento de

La Josefina, provincia de Azuay, 1993 ........................................ 26

d. Los movimientos en masa en Perú. Las avalanchas de rocas

y hielo y flujo de detritos del Nevado Huascarán, Ancash, 1970 ......... 27

e. Los movimientos en masa en Bolivia. El deslizamiento en

el cerro Pucaloma, Chima, Departamento de La Paz, 2003 ............... 30

f. Los movimientos en masa en Chile.El flujo de detritos

de Antofagasta, 1991 .............................................................. 31

g. Los movimientos en masa en la Argentina. La avalancha de rocas

del río Barrancas, provincia del Neuquén, 1914 ............................. 32

2. TERREMOTOS ........................................................................ 34

2.1. Qué es un terremoto ............................................................ 34

2.2. De qué depende que sea destructivo ......................................... 34

2.3. Cómo se mide ..................................................................... 35

2.4. Qué significa la magnitud de un terremoto en la escala de Richter ... 35

2.5. Cómo se registran ............................................................... 35

2.6. Qué características tienen en los Andes ................................... 37

2.7. Cuál es el rol de las geociencias en el monitoreo sísmico ................ 39


2.8. Ejemplos ........................................................................ 41

a. La sismicidad en Venezuela. El terremoto de Cariaco, 1997 .............. 41

b. La sismicidad en Colombia. El terremoto del Eje Cafetero, 1999 ......... 42

c. La sismicidad en Ecuador. El terremoto de Pelileo, 1949 ................... 43

d. La sismicidad en Perú. El terremoto de la Región Sur, 2001................ 44

e. La sismicidad en Bolivia. El terremoto de Aiquile-Totora, 1998 ........... 46

f. La sismicidad en Chile. El terremoto de Valdivia, 1960 ..................... 47

g. La sismicidad en la Argentina. El terremoto de San Juan, 1944 ........... 48

3. TSUNAMIS EN LAS COSTAS DEL OCÉANO PACÍFICO Y DEL MAR CARIBE ................ 50

3.1. Qué es un tsunami .................................................................... 50

3.2. Cómo se mide ........................................................................ 51

3.3 Qué características tienen en las costas del Oceano Pacífico

y del Mar Caribe ...................................................................... 52

a. Los tsunamis en el Océano Pacífico ............................................ 52

b. Los tsunamis en el Mar Caribe ................................................... 52

3.4. Cuál es el rol de las geociencias en el monitoreo de tsunamis:

los Sistemas Internacionales de Alarma .......................................... 53

a. El monitoreo en el Océano Pacífico ............................................. 53

b. El monitoreo en el Mar Caribe ................................................... 54

3.5. Ejemplos ........................................................................ 53

a. Los tsunamis en las costas de Venezuela ...................................... 54

b. Los tsunamis en las costas de Colombia ....................................... 55

c. Los tsunamis en las costas del Ecuador. El tsunami de 1906 ............... 56

d. Los tsunamis en las costas de Perú. El tsunami de Camaná, 2001 ........ 57

e. Los tsunamis en las costas de Chile. El tsunami de las costas

de Chile centro-sur, 1960 ........................................................ 58

4. VOLCANISMO ........................................................................ 60

4.1. Qué es un volcán y cómo se forma ................................................. 60

4.2. Qué es un volcán activo o potencialmente activo ............................... 60

4.3. Cuáles son los beneficios y amenazas de un volcán ............................. 61

4.4. Qué características tiene el volcanismo en los Andes ........................... 61

4.5. Cuál es el rol de las geociencias en el estudio y monitoreo

de los volcanes ....................................................................... 61

4.6. Ejemplos ........................................................................ 62

a. El volcanismo en Colombia. Erupción del volcán Nevado del Ruiz, 1985 . 62

b. El volcanismo en Ecuador. Erupcion del volcan Cotopaxi, 1877 ........... 64

c. El volcanismo en Perú.Crisis volcánica del volcán Ubinas,

Moquegua, 2006 .................................................................... 66

d. El volcanismo en Bolivia. El volcán Uturuncu .................................. 68

e. El volcanismo en Chile. La erupción del volcán Villarrica, 1948-1949 .... 70

f. El volcanismo en la Argentina. La erupción del Quizapu (Chile)

y sus efectos en la Argentina, 1932 ............................................ 71

GLOSARIO DE TÉRMINOS ........................................................................ 73

FUENTES DE INFORMACIÓN ..................................................................... 77


1

PRESENTACIÓN

Los Servicios Geológicos y MinerosSudamericanos, participantes del ProyectoMultinacional Andino Geociencias para lasComunidades Andinas (PMA-GCA) decidie-ron la elaboración de un mapa regionalde peligros geológicos a escala1:7.500.000. Participaron en su elabora-ción los Servicios Geológicos y Mineros deArgentina, Bolivia, Chile, Colombia, Ecua-dor, Perú y Venezuela, con la coordina-ción general del Servicio Geológico Mine-ro Argentino (SEGEMAR). El proyecto fuefinanciado por los Servicios Geológicosmencionados y por el Proyecto Multina-cional Andino Geociencias para las Comu-nidades Andinas (PMA-GCA). El ServicioGeológico de Canadá (GSC) fue responsa-ble de la edición cartográfica e impresióndel mapa y texto explicativo.

El proyecto fue presentado en Floren-cia, durante el XXXI Congreso GeológicoInternacional (2004) y tuvo el auspicio dela Comisión de la Carta Geológica delMundo (CCGM / CGMW).

Durante las reuniones del Grupo deTrabajo Geocientífico y del Consejo Eje-cutivo del Proyecto Multinacional AndinoGeociencias para las Comunidades Andinas(PMA-GCA) de 2004 se aprobaron los cri-terios metodológicos de elaboración y sedesignaron los representantes institucio-nales para su preparación. En 2005 se ge-neraron las bases de datos y el mapa geo-lógico. Durante una reunión de trabajocelebrada en 2006 en Buenos Aires, conla participación de los Coordinadores Na-cionales y la Coordinación General se rea-lizó la compilación preliminar de la Me-moria Explicativa y los mapas, los que fue-ron concluidos en 2007.

Los mapas fueron generados con unsistema de información geográfico (SIG)a partir del Mapa Geológico de Américadel Sur en formato digital preparado porel Servicio Geológico de Brasil (CPRM),realizándose una actualización de la geo-

logía, en el marco de la realización delMapa Metalogenético de América del Sura escala 1:5.000.000. Los polígonos geo-lógicos fueron reclasificados y reagrupa-dos de acuerdo con los objetivos del pro-yecto.

La versión digital se encuentra tam-bién en el sitio www.can.geoseman-tica.net para facilitar la difusión de losdatos y del mapa creado.

La memoria fue elaborada a partir dela información generada por cada uno delos países participantes.

La lista que sigue indica para cadapaís los nombres de los CoordinadoresNacionales (CN), y los participantes / co-laboradores que estuvieron directamen-te involucrados en la compilación:

Argentina: Omar Lapido (CN), MariaAlejandra González, Valerie Baumann,Roxana Chávez (SEGEMAR), Carlos Costa(Universidad Nacional de San Luis –UNSL).

Bolivia: Gonzalo Quenta (CN), DardoBarrientos (SERGEOTECMIN).

Chile: Luis E. Lara Pulgar (CN)(SERNAGEOMIN).

Colombia: Gloria Lucía Ruiz Peña(CN), Gloria Patricia Cortés, Yolanda Cal-derón Larrañaga y Fernando Gil(INGEOMINAS).

Ecuador: Edwin León (CN) (DINAGE),Patricia Arreaga (Instituto Oceanográficode la Armada (INOCAR).

Perú: Lionel Fidel Smoll (CN)(INGEMMET), Hernán Tavera (InstitutoGeofísico del Perú – IGP).

Venezuela: Jesús Gilberto Núñez(CN), Ninfa C. Montilla, Riguey Vallada-res (INGEOMIN).

La coordinación general del proyectoestuvo a cargo de Eduardo O. Zappettini(SEGEMAR), la elaboración digital de losmapas de Federico Ferpozzi (SEGEMAR) yla producción cartográfica de RobertCocking (GSC).


3

I. OBJETIVOS Y ALCANCES

Los objetivos de la publicación sondifundir, con fines educativos, la existen-cia de peligros geológicos en la regiónandina, en lenguaje accesible, destinadoal público no especializado así como des-tacar la importancia de los estudios cien-tíficos respecto de procesos que puedenconstituir peligros geológicos y ocasionardaños a los seres vivos y a la infraestruc-tura socioeconómica.

Los procesos geológicos son los quedurante la historia del planeta generaronlas rocas, el relieve y el paisaje; es decir,fueron aquellos que construyeron la es-cenografía sobre la cual se desarrollanuestra civilización. Además, los proce-sos geológicos han dado lugar a concen-traciones de materiales de origen mine-ral que son la fuente de materias primasutilizadas por el hombre en el transcursode su historia y que constituyen el princi-pal insumo para la fabricación de objetosque utilizamos a diario. Por otra parte,en la historia de la humanidad, las gran-des inundaciones periódicas, también vin-culadas con las condiciones naturales delplaneta, generaron no sólo desastres, sinoque han sido responsables de la forma-ción de las planicies fértiles sobre las quese desarrollan las principales actividadesagropecuarias.

Estos procesos ocurrieron desde laformación de la Tierra y siguen actuandoen nuestros días. Lo que varía a travésdel tiempo es la recurrencia y la intensi-dad de cada uno de esos procesos. Hubomomentos en los que existieron grandesáreas en la Tierra donde era imposibleconcebir vida ya que estaba cubierta porríos de lava y en el aire había concentra-ciones tóxicas de elementos y compues-tos químicos naturales; otros en los quese producían terremotos y ascendían gran-des masas de rocas; finalmente, huboépocas en las cuales los mares invadíangrandes superficies de actuales continen-tes. Los procesos se pueden generar en elinterior de la tierra (endógenos), comolos sismos y los volcanes, o sobre la su-

perficie (exógenos), como los movimien-tos de masas de roca, suelo y nieve, lasinundaciones o la erosión.

Los procesos endógenos están asocia-dos a los bordes de placas tectónicas yfallas activas. Son sectores en los que losmovimientos constantes de la Tierra libe-ran gran cantidad de energía que se tra-duce en movimiento (sismos y tsunamis)o calor (volcanes) y son bien conocidospor los habitantes de las áreas afectadas.Las erupciones volcánicas se reiteran me-nos que los sismos, pero aquellas que ocu-rrieron en tiempos históricos produjeronlos suficientes daños como para haber sidoregistrados por el hombre.

Los procesos exógenos como la ero-sión, las inundaciones y los movimientosen masa, están condicionados por la pre-sencia de determinados tipos de rocas osuelos, formas de relieves, pendientes, al-turas, entre otros, y están desencadena-dos, a su vez, por otros procesos geológi-cos, como los sismos o procesos climáti-cos (por ejemplo lluvias torrenciales) o laactividad del hombre.

La Tierra está en constante movimien-to y transformación; sin embargo, los cam-bios ocurren en periodos muy extensos encomparación con la vida del hombre, obien de manera casi instantánea.

Las primeras comunidades organiza-das se fueron instalando en áreas en ge-neral sin riesgos, cercanas a los ríos y la-gos, lo que les permitía asegurarse de laprovisión de agua y alimento. El aumentode la población dio lugar a la necesidadde ocupar terrenos aledaños que even-tualmente pueden no ser aptos para laurbanización desde un punto de vista geo-lógico.

En el pasado ocurrieron sismos quecobraron miles de vidas y que hoy, gra-cias al conocimiento científico, los avan-ces tecnológicos y la existencia de nor-mas de construcción adecuadas, su reite-ración no produciría daños tan considera-bles, quedando reducidos a pérdidas deinfraestructura reparables.


Proyecto Multinacional Andino: Geociencias para las comunidades andinas

4

MITIGACIÓN: Acción de moderar odisminuir las pérdidas y daños me-diante el control del proceso (en loscasos en que sea posible) y/o laprotección de los elementos expues-tos, reduciendo su vulnerabilidad.

En cambio, en otros lugares, un pro-ceso que hace años sólo hubiera provoca-do pérdidas imperceptibles, hoy genera-ría más víctimas debido al aumento depoblación y la localización de viviendasen áreas inadecuadas.

También puede suceder que en un de-terminado lugar donde no hay anteceden-tes históricos de la ocurrencia de un pro-ceso geológico, éste pueda desencadenar-se debido a modificaciones de las condi-ciones actuales, tanto naturales, como uncambio climático, o antrópicas, como lasaturación de los suelos por riego o falta

de red sanitaria, o los hundimientos desuelos debido a actividad minera subte-rránea.

Son entonces todos estos aspectos losque se propone presentar en este traba-jo, explicando los procesos geológicos conlos que se pueden vincular los desastresnaturales, así como los diversos factoresque de algún modo contribuyen o condi-cionan su localización y desarrollo, talescomo la constitución geológica del terri-torio, el clima, la vegetación y finalmen-te la localización de la población y de lainfraestructura que son las directamenteafectadas.

En esta publicación se explica la gé-nesis y las características de cada proce-so, con ejemplos de desastres acaecidosen los diversos países andinos y se explicael rol de las geociencias en el estudio,control, prevención y mitigación de losdesastres naturales de origen geológico.


5

II. LOS ANDES EN SU CONTEXTO GEOGRÁFICO Y

GEOLÓGICO

Figura 1. Subdivisión de la litosfera en placas tectónicas.

1. LA TECTÓNICA DE PLACAS Y LAESTRUCTURA DE LOS ANDES

Los primeros 100 km hacia el inte-rior de la Tierra constituyen la litosfera,que incluye la corteza y parte del mantosuperior. La litosfera se comporta comouna unidad rígida en contraste con lacapa subyacente, la astenosfera, capadúctil y en estado de semi-fusión que per-mite que la litosfera se desplace sobreella a velocidades que varían entre 2-10cm por año. La litosfera está dividida enuna serie de placas que incluyen partede la corteza continental y oceánica; elárea que nos interesa involucra la PlacaSudamericana que comprende el conti-nente sudamericano y el subsuelo delOcéano Atlántico sur, la Placa Nazca, quesubyace al Océano Pacífico, la Placa Ca-ribe que comprende el extremo norte deVenezuela y las islas y el subsuelo delMar Caribe y la Placa Antártica que bor-

dea por el sur al Continente sudamerica-no (figura 1).

Aunque existe una gran variedad deplacas, los tipos de contactos o fronteras

ASTENOSFERA: Es la capa del manto superior que se sitúapor debajo de la litosfera, con un espesor de 200 a 300 km.Comprende material rocoso fundido, capaz de moverselentamente, con la generación de celdas convectivas queproducen el arrastre viscoso de la litosfera.

CORTEZA: Parte de la Tierra por encima de la discontinui-dad de Mohorovicic. Es menos densa que el manto. La cor-teza continental de las grandes regiones terrestres presen-ta mayor espesor, menos densa y más vieja que la cortezaoceánica.

MANTO: Es la porción de la Tierra que se ubica por debajode la corteza y se extiende hasta los 2.900 km de profundi-dad. Se caracteriza por una gran homogeneidad en losmateriales que lo forman, predominantemente silicio ymagnesio. Tiene las propiedades de un sólido, salvo en laparte superior donde presenta cierta plasticidad.



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Figura 2. Tipo de contacto entre placas tectónicas.

FALLA: Define a una fractura geológica a lo largo de lo cualse ha producido un desplazamiento de dos bloques adyacen-tes. El desplazamiento puede ser de milímetros a centenasde kilómetros.

entre ellas son únicamente tres: márge-nes de extensión (divergencia), márgenesde subducción (convergencia) y márgenesde transformación (deslizamiento horizon-tal).

En los márgenes de extensión, lasplacas se separan una de la otra. En losmárgenes de subducción, una placa seintroduce en el manto por debajo deotra, produciéndose la destrucción deuna de las placas. La Cordillera Andinaes un claro ejemplo de cordillera for-mada como resultado del proceso desubducción de una placa oceánica bajola placa continental sudamericana (fi-gura 2).

Los márgenes de transformación sonproducidos por fallas con movimiento to-talmente horizontal y cuyo ejemplo, máscomún a escala mundial, es la falla de

San Andrés en California (EEUU). En estetipo de contactos el desplazamiento ho-rizontal se termina súbitamente en los dosextremos de la misma, debido a que co-nectan zonas en extensión y subducciónentre sí o unas con otras.

La orogénesis o formación de las ca-denas montañosas está asociada a los di-versos procesos que se producen en losmárgenes de placa, en los que las rocas

son plegadas y fracturadas, y a las que seasocian fenómenos de magmatismo y vol-canismo. En unos casos, la orogénesis seproduce con la convergencia de dos bor-des continentales -colisión- (por ejemplo,la formación de los Himalaya) y en otros,un borde continental con un oceánico

como es el caso de la formación de losAndes. En este proceso, como respuestaa fuerzas compresivas horizontales se pro-duce la deformación que da origen a ple-gamientos y fracturas y en consecuenciaa acortamientos y engrosamientos de lacorteza.

El proceso de subducción genera, enel transcurso del tiempo, actividad mag-mática, que se traduce en una serie defajas en la placa continental, con ascen-so de magma desde la placa oceánica quesubduce. Este progresivo ascenso delmagma produce el engrosamiento de lacorteza, dando como resultado una fajaancha de cadenas montañosas con vol-canismo activo, paralelas al margen dela placa.

El volcanismo consiste en el aflora-miento en la superficie de material fun-dido, procedente del manto superior ocorteza, tanto en los márgenes de exten-sión como en los de subducción.

DEFORMACIÓN: Son los cambioshabidos en tamaño y forma produci-dos en rocas y otros materiales porpresión o tensión.


Conozcamos los peligros geológicos en la región andina

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Figura 3. La Cordillera de los Andes.

FOSA OCEÁNICA: Depresión en elsuelo oceánico en una zona de sub-ducción donde la corteza oceánicadesciende por debajo de la cortezacontinental.

En los márgenes de extensión, el des-plazamiento de las placas tectónicas da ori-gen a las dorsales oceánicas, que constitu-yen cordilleras submarinas localizadas enel centro de los océanos. Las mismas for-man el sistema montañoso más extenso delmundo, abarcando alrededor de 60.000 km.En las dorsales activas, el magma emerge através de las fisuras del fondo del océano yforma volcanes y porciones de corteza.

En las zonas de subducción, los vol-canes se alinean paralelos a su frente,como es el caso en el margen occidentalde América del Sur.

El proceso de subducción produceademás sismos de magnitud diversa, tan-to en el contacto de placas como en elinterior del continente, por la liberaciónde la energía que se acumula debido a laspresiones generadas en el contacto entreplacas tectónicas.

La actividad sísmica se genera a di-versas profundidades, siendo la que seproduce superficialmente la que ocasio-na mayores daños. Esta actividad se dis-tribuye de Norte a Sur entre la fosa y lalínea de costa y de manera dispersa en elinterior del continente.

2. OROGRAFÍA Y GEOLOGÍA DE LOSANDES

Los Andes representan la cadena mon-tañosa más larga del mundo, con más de7.000 km de longitud y un ancho de hasta500 km (figura 3). Tiene una altura pro-medio de 4.000 m sobre el nivel del mar yuna orientación general N-S exceptuandola región de Tierra del Fuego, donde pre-sentan una disposición E-O.

Constituyen un sistema geológico jo-ven, que se elevó en los periodos Cretá-cico y Terciario que presentan cadenasplegadas que se bifurcan y convergen den-tro del sistema.

Están compuestos por dos cadenasprincipales, la Cordillera Oriental y laCordillera Occidental, separadas por de-presiones intermedias, así como por otrascadenas locales, como la Cordillera de laCosta de Chile y la Cordillera Central enColombia. El nombre de los Andes derivade la palabra quechua ANDI, que significa«alta cresta».

Alcanzan su mayor altura en la partecentral y norte de la Argentina y Chile,siendo el Aconcagua la montaña más alta(6.962 m s.n.m.). Hacia el norte, en Boli-via y Perú, se ensanchan constituyendomúltiples cordones montañosos y una al-tiplanicie (Altiplano/Puna) así como nu-merosos valles intermontanos.

Hacia la latitud de Ecuador, los cor-dones se aproximan nuevamente y co-mienzan los denominados Andes del Nor-te, que comprenden dos cordilleras vol-cánicas y cuencas intermontanas. En Co-lombia, los Andes vuelven a dividirse en



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Figura 4. Mapa de clasificación de climas de América del Sur.

tres cordones, de los cuales el orientalalcanza la costa en Venezuela. Continúanhacia el norte también con la cadena mon-tañosa de América Central y Sierra Madreen México.

A este conjunto se agregan, a los fi-nes de este trabajo, los Andes Caribeños,desarrollados con orientación E-O si-guiendo la costa del Caribe en Venezue-la.

La formación de los Andes comenzóen el Paleozoico, era geológica durantela cual se aglutinaron distintos trozosde corteza que constituyeron el basa-mento de la actual cadena montañosa.Durante el Mesozoico y el Terciario sesucedieron periodos de acumulación desedimentos, magmatismo y levanta-miento, fallamiento y plegamiento.

Como se explicó anteriormente, suconstitución y evolución es explicada porla tectónica de placas. A lo largo de lazona de subducción que se localiza aloeste del continente americano, la Pla-ca Nazca se hunde por debajo de la Pla-ca Sudamericana, produciendo eventosorogénicos que, además de la genera-ción de la Cordillera de los Andes, oca-

sionan los numerosos sismos y erupcio-nes volcánicos que persisten en la ac-tualidad.

3. EL CLIMA COMO FACTORCONDICIONANTE YDESENCADENANTE DE LOSPROCESOS GEOLÓGICOS

El clima es el conjunto de las condi-ciones atmosféricas promedio que carac-terizan una región. En la región andinaexisten diferentes zonas climáticas quevan desde tropicales a frías incluyendotempladas. Esto depende de la distanciaal Ecuador (latitud), de la altura sobre elnivel del mar y de la distancia a la costa(figura 4).

El clima es un sistema complejo quepresenta tendencias a largo plazo debi-das, normalmente, a variaciones sistemá-ticas así como a fluctuaciones caóticas.Una de éstas es la denominada Corrientedel Niño, que es un flujo irregular de aguamarina cálida proveniente del norte, quese presenta a menudo hacia fines del mesde diciembre de cada año.



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Figura 5. Distribución de vientos en temporada de invierno y verano.

La Corriente del Niño se caracterizapor tener altas temperaturas, baja salini-dad y por ser pobre en nutrientes. Lasprobables causas de este fenómeno obe-decerían a profundas alteraciones de laatmósfera y el océano, que se generaríanen la región del Pacífico Tropical. Estoocasiona anomalías en la circulación ge-neral de la atmósfera, repercutiendo conefectos muy variados a escala global. Laocurrencia de este fenómeno trae comoconsecuencia alteraciones climáticas,acompañadas principalmente de abundan-tes lluvias, que favorecen los movimien-tos en masa.

La Niña es la fase negativa del fenó-meno El Niño y se caracteriza por un sig-nificativo enfriamiento de la temperatu-ra de la superficie del Océano Pacíficoecuatorial y por cambios en la dirección yvelocidad del viento en la zona intertro-pical debido a variaciones de la presiónatmosférica.

Durante un episodio de La Niña es co-mún observar condiciones climáticas mássecas respecto de lo normal sobre el Océa-no Pacífico ecuatorial central y un déficitde precipitaciones en las áreas continen-tales, cambiando así la distribución de re-currencia de los movimientos en masa.

La recurrencia de las condiciones deEl Niño (incluyendo el cambio a la fase deLa Niña) es de alrededor de cuatro años.

Las precipitaciones, las diferencias detemperatura y los vientos desempeñan un

doble papel condicionando y desencade-nando los procesos que se generan en lasuperficie.

Las rocas están expuestas a la accióndel viento, el agua y la variación de tem-peratura todo lo cual produce su desgas-te (erosión) y desintegración (meteoriza-ción).

El agua de lluvia o deshielo que pe-netra por las grietas de las rocas al con-gelarse aumenta su volumen provocandoel quebrantamiento (rotura) del materialrocoso. Los fragmentos de rocas se acu-mulan sobre las laderas o al pie de lasmismas y luego pueden movilizarse sim-plemente por acción de la gravedad o dis-parados por precipitación o por terremo-tos. Además, las lluvias pueden saturar elmaterial y transformar una acumulaciónde pequeños fragmentos de roca en unflujo de barro (lodo) o flujo de detritosde acuerdo con el tamaño de los fragmen-tos.

Las diferencias de temperaturas ypresión en la atmósfera sobre continen-tes y océanos generan ciclones yanticiclones que rigen el movimiento delos vientos (figura 5) y la distribución delas precipitaciones (figura 6). Los vien-tos, por su parte, controlan el recorrido ydistribución de las nubes de cenizas y ga-ses emitidos durante las erupciones vol-cánicas. Según la época del año y la lati-tud se puede predecir cuáles serán lasáreas susceptibles de ser afectadas.



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Figura 6. Mapas de precipitacionesen América del Sur.

En los climas desérticos, la gran dife-rencia de temperatura entre el día y lanoche (amplitud térmica) ocasiona la rup-tura de las rocas en pequeños fragmen-tos, debido a los procesos de contraccióny dilatación. Los materiales así desinte-grados sobre las laderas son propensos amoverse por reptación.

4. LOS GLACIARES EN LOS ANDES

Los glaciares se distribuyen en la re-gión andina (figura 7) cubriendo unos26.500 km² lo que corresponde a una quin-ta parte de la superficie cubierta por gla-ciares en América del Norte y es cincoveces superior a la superficie de los gla-ciares de Europa.

La distribución de los glaciares depen-de de diversos factores tales como la al-

tura de las cadenas montañosas, las con-diciones térmicas (temperaturas que va-rían según la latitud) y las hídricas (preci-pitaciones). Así, en el volcán Llullaillaco,ubicado en el límite argentino-chileno aaproximadamente 24° 30’ de latitud sur,el límite inferior de nieve alcanza la ma-yor altitud del mundo con 6.700 m. En elvolcán Cotopaxi (Ecuador) este límite seencuentra a los 4.700 m, en tanto en elsur de la Patagonia y en Tierra del Fuegofluctúa entre 800 y 1.000 m sobre el niveldel mar.

Los glaciares de Venezuela están ubi-cados en la Sierra Nevada de Mérida yabarcan un área de 2 km2, observándoseen los últimos cincuenta años una impor-tante reducción de la superficie cubiertapor los hielos.

En Colombia existen actualmenteseis glaciares o nevados que son: SierraNevada de Santa Marta con un límite in-ferior por encima de los 4.700 m; SierraNevada del Cocuy localizada en la Cordi-llera Oriental, es la masa glaciar más ex-tensa del país ocupando un área aproxi-mada de 23,7 km2; y cuatro volcanes ne-vados localizados en la Cordillera Cen-tral que son el Volcán Nevado del Ruizcon un límite inferior a los 5.000 m, Vol-cán Nevado Santa Isabel con un límiteinferior por encima de los 4.000 m, Vol-cán Nevado del Tolima con un límite in-ferior entre los 4.850 m y los 5.100 m yel Volcán Nevado del Huila con un límiteinferior a los 4.200 m. Estos glaciares ocu-pan un área total de 63,7 km2 y se en-cuentran en un fuerte proceso de retro-ceso.

En la cordillera de Ecuador hay cercade 100 pequeños glaciares que cubren 97km2 y que se desarrollan sobre las laderasorientales. Sobre el volcán Cotopaxi(5.911m) existe una capa de hielo forma-da por 23 glaciares que cubre un área to-tal de 19 km2.

En Perú se encuentran dos grandes sis-temas glaciarios. Uno se localiza en la Cor-dillera Blanca, con un área de 723,4 km2,y el otro en la Cordillera de Vilcanota,cubriendo 539 km2.

En Bolivia, más de 560 km2 están cu-biertos por glaciares. Sólo unos pocos es-tán sobre volcanes extintos (10 km2) y el



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Figura 7. Mapa de distribución de glaciares enAmérica del Sur.

resto lo constituyen capas de hielo y va-lles glaciarios en la Cordillera Oriental.

En la Argentina y Chile, hasta los 28°de latitud sur, hay pequeños glaciares ycasquetes de hielo sobre las cumbres quesuperan los 6.000 m s.n.m. que en gene-ral son volcanes. Al sur de estos, los gla-ciares se encuentran en la Cordillera Prin-cipal que coincide con el límite entre losdos países. Entre los 31 y 35° de latitudsur existen glaciares en las cabeceras delos valles más altos que cubren un áreade 2.200 km2 aproximadamente. En losAndes húmedos, entre los 35° y 45° 30’de latitud sur, hay más de 35 volcanesque, debido a su altura, tienen glacia-res. En los Andes Patagónicos, al sur delos 45° 30’ de latitud sur, hay un grannúmero de glaciares de montaña y ex-tensos campos de hielo (sur, norte yDarwin) que abarcan una superficie de19.500 km2.

En zonas con volcanismo activo o consismicidad, es posible que las masas dehielo colapsen o se derritan. El agua asígenerada puede incorporar material suel-to en las laderas y transformarse en unflujo, o simplemente aumentar el caudalde los ríos y generar inundaciones y da-ños aguas abajo.

5. VEGETACIÓN

Los tipos de vegetación en Américadel Sur están estrechamente relacionadoscon las regiones climáticas (figura 8).

La región boscosa más grande delmundo, que cubre gran parte de laSudamérica ecuatorial, se extiende des-de la costa brasileña a las faldas de losAndes orientales.

Las regiones de floresta abierta y demaleza se encuentran en las zonas desequía invernal, principalmente en la cos-ta venezolana, el noreste brasileño y elGran Chaco.

Entre las regiones secas y las de sel-va están los campos o sabanas (zonas dehierba alta) y los campos cerrados (dehierba y maleza). Los bosques de árbolesde hoja caduca o semicaduca se locali-zan a lo largo de las laderas de los Andes.En la costa del Pacífico, hacia el norte, la

vegetación de la floresta cambia gradual-mente a través de bosques abiertos, dan-do paso a arbustos y hierbas en la partecentral de Chile, y a la maleza y vegeta-ción desértica masiva en el norte de Perú,alcanzando los flancos más elevados de laCordillera de los Andes.

Las formaciones vegetales de mon-taña constituyen excepciones dentro dela vegetación natural, debido sobre todoa la altitud y a las condiciones climáticasen que se desarrollan, dando como resul-tado una vegetación estratificada en for-ma de pisos.

La vegetación presenta relación conlos procesos geológicos exógenos (ero-sión, movimientos en masa, etc.) en loscasos que estén desencadenados porprocesos meteorológicos, pero no conlos endógenos (sismos, volcanismo). La co-bertura vegetal protege el suelo evitan-do la erosión (desgaste, pérdida de sue-lo), por lo que las áreas desforestadas sonmás susceptibles a la erosión. Las laderas



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con vegetación natural evitan la sobresa-turación del suelo que puede constituiruno de los factores desencadenantes delos movimientos en masa. En las áreas don-de las precipitaciones son muy abundan-tes y se concentran en poco tiempo, lavegetación no puede retener tanta aguay suelen generarse flujos y/o deslizamien-tos. Los movimientos en masa originadosen laderas con vegetación de gran por-te, además de movilizar rocas y suelo, arras-tran ramas y troncos, que, naturalmen-te, aumentan los daños.

6. DENSIDAD POBLACIONAL

Si observamos el mapa de densidadpoblacional de América del Sur (figura 9),vemos que, en general, la población seconcentra próxima a las costas, en parti-cular en las áreas costeras del OcéanoAtlántico.

Otras áreas de alta densidad de po-blación se encuentran en los altiplanos yvalles del área andina de Colombia, Ecua-

dor, Perú, Bolivia y en el Valle Central deChile.

La población de Venezuela, al año2006, alcanzó los 27 millones de habitan-tes. Esta población se encuentra distri-buida en forma desigual a lo largo y an-cho del territorio nacional. Las caracte-rísticas geográficas y económicas han sidodeterminantes en la concentración de lapoblación en la región Costera y Monta-ñosa que se destaca por la presencia devalles y piedemontes de la Cordillera dela Costa y de los Andes.

Esta región, conformada por los es-tados costaneros, parte de los andinos ylos ubicados en la zona centro-norte delpaís, cubren alrededor del 20% de la su-perficie nacional y concentran más del 80%de la población total.

El resto del territorio presenta me-nor densidad de población, lo cual de-muestra la desequilibrada distribuciónespacial de la misma. La región de los Lla-nos, con un 30% del territorio, concentrasólo el 10,2% de la población total y laregión de Guayana, con el 50% del terri-torio, reúne el 6% de los habitantes delpaís.

En Colombia hay, aproximadamen-te, 42 millones de habitantes. Es el ter-cer país más habitado de Latinoamérica,luego de Brasil y México. Treinta de susciudades tienen más de 100.000 habi-tantes. Se calcula que la densidad me-dia poblacional es de 35 habitantes porkm2. La gran mayoría de su población esurbana (el 74% en 1994). Los nueve de-partamentos de los Llanos orientales,que ocupan la mitad de la superficie delpaís, han sufrido las fatales consecuen-cias de una masiva migración a las ciu-dades. Actualmente, cuentan con me-nos del 3% de la población, lo que supo-ne una densidad de menos de un habi-tante por km2.

La población total de Ecuador, alaño 2001, era de 12,65 millones de habi-tantes según el Instituto Nacional de Es-tadísticas y Censos. Por regiones, el49,8% de la población estaba concen-trada en la región de la costa, el 44,8%en la sierra, el 4,6% en la Amazonia y el0,1% en la región insular, mientras queel 0,7% restante corresponde a zonas

Figura 8. Mapa de vegetación deAmérica del Sur.



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no delimitadas todavía geopo-líticamente.

Del total de la población, el 38,7% re-sidía en zonas rurales, aunque en la re-gión de la Sierra este porcentaje aumen-ta hasta el 42,9%. Como ocurre con el res-to de los países del continente, Ecuadorse encuentra inmerso en un proceso dedespoblamiento de las zonas rurales enbeneficio de las urbanas; según estudiosrealizados por el Banco Interamericano deDesarrollo (BID), en el año 2010, más del70% de la población residirá en zonas ur-banas.

La población total del Perú, según elcenso realizado en el año 2005, es deaproximadamente 27,22 millones de ha-bitantes. En la costa vive el 52,3% de lapoblación peruana, la región andina al-berga el 37,8 % y en el Llano amazónicosólo vive el 9,9% de la población total.

La densidad poblacional media actuales de 21,2 habitantes por km2, con unatasa de crecimiento de 1,4% al año. Estatasa implica que la población peruanaaumenta en menos de medio millón dehabitantes por año.

Migraciones masivas de las poblacio-nes rurales a las áreas urbanas (22,3 % dela población censada) han convertido a lamayoría de la población peruana en habi-tantes urbanos en menos de cuarentaaños. Sólo en los tres años previos al 2003la migración trans-regional incrementó elporcentaje urbano de un 68% al 72,3%, yla población rural al 27,7% del total.

La población de Chile es de 15,12 mi-llones de habitantes de acuerdo a los re-sultados preliminares del Censo 2002 delInstituto Nacional de Estadísticas (INE).Estos resultados reflejan una disminucióndel área rural y un consecuente aumen-to significativo del área urbana en la quese encuentra el 86,7% de la población,mientras que el 13,3% restante lo haceen áreas rurales. Por otra parte, el 40,1%de la población vive en la Región Metro-politana de Santiago. La menor densidadde población corresponde a la UndécimaRegión de Aisén con 0,8 habitantes porkm2.

Bolivia cuenta con cerca de 9,43 mi-llones de habitantes y una densidad depoblación estimada en 8,6 habitantes por

km2. La mayoría de los bolivianos (el 70%)habita en el llamado «Altiplano», una re-gión situada a aproximadamente 4.000metros sobre el nivel del mar; el 62,4% lohace en las áreas urbanas y el 37,6% en lazona rural.

La población de la República Argen-tina, censada en 2001, ascendía a 36,22millones de habitantes, siendo la densi-dad media de población en el conjuntode la República de 13,03 habitantes porkm2. Esta población se encuentra sin em-bargo desigualmente repartida en el país,concentrándose en la zona del Gran Bue-nos Aires (Capital Federal y partidos quela rodean) más del 30%, es decir cercade 11,5 millones de habitantes. Le siguenel resto de la provincia de Buenos Airescon algo más de 5 millones de habitan-tes y, al norte, las provincias vecinas deCórdoba y Santa Fe, con poblaciones entorno a los 3 millones de personas. En

Figura 9. Mapa de densidad poblacional.



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total, el 62% de la población vive en tresprovincias con una superficie que no al-canza el 22% del total de la República.La población urbana (localidades de másde 2.000 habitantes) alcanza el 89,31%

en tanto la población rural agrupada (lo-calidades de menos de 2.000 habitantes)es del 3,40% y la población rural disper-sa (vivienda en campo abierto) alcanzael 7,28%.


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III. PRINCIPALES CARACTERÍSTICAS DEL MAPA

La geología desempeña un papel im-portante en el control y localización delos procesos que pueden generar desas-tres naturales. Es por esta razón que enlos mapas que acompañan a esta publica-ción se representan aquellos elementosmás significativos a fin de comprender surelación con los eventos registrados.

Debido a la diversidad de informaciónse han generado dos tipos de mapas: unocon las amenazas derivadas de la activi-dad endógena (terremotos, tsunamis yactividad volcánica) y otro relacionadocon la actividad exógena (movimientos enmasa). Cada uno de ellos muestra los re-gistros históricos más significativos depeligros geológicos en su contexto geoló-gico.

Con el fin de destacar en los mapaselaborados la morfología de la regiónandina se incorporó un modelo de eleva-ción digital en escala de grises, en el quese resaltan las cadenas montañosas, losvalles intermontanos y las áreas de llanu-ra y altiplanicie.

En un primer mapa se muestra la dis-tribución de los movimientos en masa queestán controlados fundamentalmente porla estructura y los diversos tipos de rocasrepresentadas en las cadenas montaño-sas: rocas sedimentarias, plutónicas, vol-cánicas y metamórficas y la topografía,teniendo en cuenta que las pendientes sonun factor desencadenante decisivo.

En un segundo mapa han sido repre-sentados los procesos vinculados con laactividad endógena de la Tierra. En él sepresenta la distribución de las rocas se-dimentarias, volcánicas y plutónicas ce-

nozoicas (Terciario y Cuaternario) dis-criminadas de su basamento pre-ceno-zoico.

Asimismo, en los mapas se indican lasprincipales características tectónicas. Enla región continental se señalan con lí-neas negras las fallas geológicas, desta-cándose las fallas activas mediante líneasrojas. En las regiones oceánicas se hanindicado estructuras vinculadas con latectónica de placas.

Los contenidos del mapa (figura 10),que sigue los lineamientos de los Mapasde Peligros Geológicos regionales elabo-rados bajo el auspicio de la Comisión dela Carta Geológica del Mundo (CCGM-UNESCO), son los siguientes:

1. Leyenda tectónica: Falla, Falla no ac-tiva, Límite de zona de subducción.

2. Leyenda de sismos y tsunamis: Lo-calización de cada evento. La base dedatos asociada incluye coordenadas,número de víctimas y magnitud (sólose consideran los sismos con intensi-dad mayor que 5). En cuanto a la pro-fundidad del foco sísmico, sólo se con-sideran aquellos terremotos genera-dos a profundidades inferiores a 50kilómetros. En cuanto a los tsunamis,

El modelo de elevación utilizado deriva del GTOPO30 constituido por una grilla de datos de aproximadamen-te 1 km, producido como resultado de un proyecto desarrollado por el U.S. Geological Survey’s Center forEarth Resources Observation and Science (EROS) con la participación de la National Aeronautics and SpaceAdministration (NASA), United Nations Environment Programme/Global Resource Information Database(UNEP/GRID), U.S. Agency for International Development (USAID), el Instituto Nacional de Estadística Geo-gráfica e Informática (INEGI) de México, el Geographical Survey Institute (GSI) de Japón, Manaaki WhenuaLandcare Research de Nueva Zelanda y el Scientific Committee on Antarctic Research (SCAR).

Las fallas activas han sido tomadasdel Proyecto Internacional de laLitosfera, Grupo de Trabajo II.2,Principales Fallas activas del Mundo.



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Figura 10. Leyenda del mapa.

se indican los puntos de mayor afec-tación en las costas.

3. Actividad volcánica: Se representan losvolcanes activos, diferenciando segúntengan o no registro de erupción histó-rica. Se muestran las principales áreasde dispersión de depósitos de caída decenizas de menos de 14.000 años, asícomo la de nubes de gases tóxicos comodióxido de azufre (SO2).

4. Evolución costera: Se indica el tipo decosta, clasificada en arenosa, rocosay de manglares.

5. Movimientos en masa: Distribución dedepósitos producidos por movimientosen masa significativos, ya sea por suvolumen o por los desastres ocasiona-dos.

7. En la capa de planimetría: Se señalanlas áreas urbanas.

En la presente memoria, que acom-paña al mapa, se describen de manerasucinta los diversos peligros derivados deprocesos endógenos y exógenos, conejemplos de los principales eventos re-gistrados y material gráfico ilustrativo.


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IV. LOS PELIGROS GEOLÓGICAS EN LOS ANDES

Figura 11. Avalancha de rocas en Las Cuevas,Argentina

1. LOS MOVIMIENTOS EN MASA

1.1. Qué es un movimiento en masa

Un movimiento en masa (figura 11)es un proceso geológico por el cual undeterminado volumen de roca, suelo oambos, se moviliza lenta o rápidamen-te debido a la acción de la gravedad. Aeste proceso se lo llama también remo-ción en masa, movimientos sobre lade-ra o movimientos de pendiente. Otrostérminos, como deslizamientos, aluvio-nes, avalanchas y desprendimientos, quese utilizan de manera genérica, carac-terizan también movimientos específi-cos.

1.2. Cómo se clasifican y describen

Los movimientos en masa se gene-ran en distintos tipos de rocas y suelo ybajo diferentes condiciones. Estas últi-mas hacen que la rotura del material, laforma y la velocidad sean diferentes encada caso. Existen muchas clasificacio-nes que utilizan distintos parámetros,como el tipo de material (roca, suelo),la velocidad (lenta, rápida), el conteni-do de agua, el mecanismo de rotura,entre otros.

Los tipos elementales de movimien-tos en masa son: las caídas, los vuelcos,los deslizamientos, los flujos, las expan-siones laterales, las deformacionesgravitacionales profundas y las reptacio-nes. Estos diferentes tipos de movimien-to a su vez presentan subtipos, como flu-jos de barro o caídas de rocas.

En este trabajo se presentan ejem-plos de caídas, deslizamientos, flujos,reptaciones, avalanchas y avalanchas denieve registrados en los Andes (figuras 12a 18).

Además de su denominación según selos clasifique, los diferentes tipos de mo-vimientos son descriptos también, deacuerdo con su geometría, velocidad yactividad.

Existen movimientos extremadamen-te rápidos (más de 5 m por segundo), hastaextremadamente lentos (menos de 16 mmpor año).

La actividad se describe según el«estado de actividad» (asociado a la tem-poralidad – activo, inactivo, etc.), la«distribución de la actividad» (dónde seestá moviendo – retrogresivo, creciente,etc.) y el «estilo de actividad» (cómo di-ferentes movimientos contribuyen al mo-vimiento total – múltiple, sucesivo, etc.).

1.3. Por qué se generan

Todos los elementos de la naturalezabuscan estar en equilibrio. Un acantiladoo una ladera de montaña no se muevemientras las fuerzas que actúan sobre la



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METEORIZACIÓN: Proceso de desin-tegración física y química de losmateriales sólidos en o cerca de lasuperficie de la Tierra, bajo la ac-ción de los agentes atmosféricos.

ESTADO DE ACTIVIDAD: Descrip-ción asociada al tiempo en que semoviliza. De acuerdo con ello, losmovimientos en masa se clasificancomo activos, reactivados, suspen-didos e inactivos.

masa estén en equilibrio; pero, si algunade ellas aumenta o disminuye, se desesta-biliza y se mueve.

Para que esto suceda, existen cau-sas internas (factores condicionantes) ycausas externas (factores desen-cadenantes).

Dentro de los factores condicionan-tes incluimos, entre otros, la estructurageológica (fallas, pliegues, etc.), litolo-gía (composición de las rocas, propieda-des físicas, resistencia y deformabilidadde los materiales y su comportamientohidrogeológico), las formas y pendientesdel relieve y las condiciones climáticas.

Los factores desencadenantes son, encambio, procesos geológicos, como lossismos y la erosión, climáticos, como elaumento de las precipitaciones, y la ac-ción del hombre.

1.4. Qué características tienen enlos Andes

La Cordillera de los Andes tiene ca-racterísticas físicas particulares que lahacen susceptible a los movimientos enmasa. En las áreas de ladera los movimien-tos ocurren por la combinación de unaserie de factores tales como altas pen-dientes, el tipo, origen y calidad de losmateriales presentes, el tipo de cobertu-ra del suelo, el régimen de lluvias y enzonas urbanizadas el manejo incontrola-do de aguas domiciliarias, generando to-dos los tipos elementales de movimien-tos. Las características más relevantesson:

a) Relieve muy irregularEn la región andina hay grandes dife-

rencias de altura y pendientes muy pro-nunciadas, como así también, superficiesplanas y altas (Altiplano/Puna).

En el Altiplano/Puna los principalesdesniveles se vinculan con la presencia de

volcanes, hay gran disponibilidad de ma-terial disgregado debido a la meteoriza-ción que provoca la rigurosidad del cli-ma, las lluvias son muy escasas y se con-centran en el verano. Los movimientosson excepcionales aunque se generanalgunos flujos de detritos.

b) Gran variedad litológicaEn la región de los Andes se encuen-

tran rocas de variadas edades, orígenes ycaracterísticas, muchas de las cuales es-tán cubiertas por suelos producto de lameteorización de las rocas o depósitos deorigen coluvial o aluvial. Por ejemplo sepresentan granitos muy resistentes, peroque los procesos tectónicos han fractura-do o que la meteorización ha degradadotanto, que es un material muy suscepti-ble a ser desestabilizado. En este ambien-te pueden generarse caídas y deslizamien-tos, entre otros. También existen rocassedimentarias muy duras, pero los plega-mientos han dispuesto sus bancos en unainclinación muy favorable para el desli-zamiento o la deformación gravitacionalprofunda.

Además, en las regiones áridas ysemiáridas, existen grandes espesores dematerial suelto sobre las laderas y en elpie de las montañas, que como conse-cuencia de una lluvia torrencial puedenconvertirse rápidamente en un flujo olentamente en una reptación (sin lluvias).En los países localizados en la zona tórri-da (Ecuador, Colombia y Venezuela), don-de las condiciones climáticas predomi-nantes producen grandes espesores desuelos residuales por procesos de me-teorización, se generan deslizamientosrotacionales superficiales o profundos;mientras que en el contacto roca-suelosuele presentarse deslizamientos trasla-cionales. Estos movimientos en presen-cia de grandes cantidades de agua usual-mente se transforman en flujos de tie-rra, de barro (lodo) o de detritos.



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Figura 12. CAÍDAS: Movimientos en loscuales uno o varios bloques de suelo o rocase desprenden de una superficie de unaladera. Una vez desprendido, el materialse desplaza en caída libre, pero con algu-nos golpes, rebotes y rodamiento.

Figura 13. DESLIZAMIENTOS:Movimientos en masa en elcual una porción de suelo o

roca se desplaza laderaabajo a lo largo de una

superficie de rotura quepuede ser curva o plana.

Figura 14. FLUJOS:Movimiento de masasgeneralmente rápidoscaracterísticos demateriales sin cohesión.Este material actúacomo un fluido, sufrien-do una deformacióncontinua.



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Figura 15.

a) REPTACIÓN: Movimiento lento, cuesta abajo, desuelo y de detritos rocosos. Por lo general el movimien-to no es perceptible (salvo mediante reiteradas obser-vaciones), pero genera formas típicas.

b) SOLIFLUXIÓN: Movimiento que se produce en elperíodo de deshielo. Cuando el agua se derrite dearriba hacia abajo quedando en el fondo una superficieque impide la percolación, la masa de tierra saturadafluye. Otra forma de solifluxión, no periglaciar, es laque se da en las zonas tropicales húmedas, cuando enlas laderas de los montes, embebidas de aguas, el suelofluye por debajo de las raíces.

Figura 16. HUNDIMIENTOS:Movimiento rápido netamente

vertical de una porción pun-tual de terreno.

Figura 17. AVALANCHAS DEROCAS: Flujos rápidos deroca fracturada provenien-te de un deslizamiento derocas de gran volumen.

Figura 18. AVALANCHAS DE NIEVE:Movimiento de masas de nieve que

caen y que contienen rocas, tierra ohielo.



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Figura 19. Ejemplo de movimiento en masa (hundi-miento) desencadenado por la actividad minera

subterránea.

LICUEFACCIÓN (DEL SUELO): Proce-so en el que la tierra y la arena,durante un terremoto, se compor-tan más como un fluido denso quecomo un sólido húmedo.

c) Zonas climáticas muy diferentesLa gran extensión latitudinal del

área cordillerana así como la diferenciade altitud, pone a esta región en condi-ciones muy variadas de clima. Sobre elmismo relieve tenemos climas desde tro-picales a desérticos. Las precipitacio-nes varían entre menos de 15 mm poraño en el Desierto de Atacama (Chile) amás de 13.300 mm por año en Lloro-Chocó (Colombia).

Algo semejante ocurre con las tem-peraturas. Existen sitios con grandes am-plitudes térmicas entre el día y la no-che. En las áreas con mayores precipita-ciones son más frecuentes los flujos y losdeslizamientos; en las desérticas lasreptaciones, caídas, vuelcos y desliza-mientos.

d) Área tectónicamente activaLa formación de los Andes estuvo li-

gada a grandes esfuerzos internos de latierra. Estos esfuerzos generaron fallas,pliegues y deformación en general, loque dejó a los estratos rocosos en posi-ciones a veces inestables; o bien los frac-turó en pequeños bloques que a partirde un factor desencadenante (lluvias,sismos, etc.) pueden caer; o generó grie-tas que se rellenan de materiales másinestables o de agua que luego se con-gela (aumenta su volumen y por ende elde las grietas que ocupa) favoreciendola inestabilidad. Todos estos hechos fa-cilitan las caídas, vuelcos y deslizamien-tos.

Esta situación se observa en la actua-lidad, debido a que la zona se encuentraen una región tectónicamente activa y esafectada por sismos que pueden desen-cadenar movimientos en masa u otrosefectos como la licuefacción.

e) Actividad del hombreTanto los asentamientos poblacionales

como las actividades económicas provo-can generalmente un desequilibrio.

Las poblaciones comúnmente se ins-talan al pie de las laderas, sobre los de-pósitos de flujos antiguos u otras áreasmuy susceptibles a los movimientos enmasa. Además, estos asentamientos au-mentan los factores que desencadenan el

movimiento como las modificaciones delas laderas (cortes para caminos o la ins-talación de viviendas), el aumento de lahumedad (riego, pozos ciegos, etc.) y elpeso que soporta el sustrato (construc-ciones).

Es muy frecuente el trazado de ca-minos o ferrocarriles a media ladera quedeben cortar un talud, la localización decañerías o el establecimiento de áreaspara cultivo que aumentan la humedaddel material y a veces favorecen la ero-sión. También la actividad minera y pe-trolera construye caminos y moviliza grancantidad de roca y suelo.

Algunas de estas acciones generanprincipalmente, hundimientos, caídas,deslizamientos y flujos (figuras 19 y 20).



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Figura 20. Ejemplos de movimiento en masa desencadenados por la contrucción de una ruta.

FOTOINTERPRETACIÓN: Técnica que permite examinarfotografías aéreas del terreno con el propósito de identifi-car los diferentes componentes del paisaje y suministrarinformación de interés para distintos profesionales como:ingenieros civiles, agrónomos y geólogos. Normalmente, seutilizan fotografías tomadas por una cámara especial situa-da en un avión o en un satélite.

GEOMORFOLOGÍA: La ciencia queestudia y describe las formas delrelieve y su relación con la geología.

conocimiento básico de las regiones in-volucradas y permiten orientar los estu-dios de detalle.

Los informes incluyen diversos tiposde mapas; los más comúnmente genera-dos en América del Sur son:

Mapas de inventario: En ellos se ubi-can los movimientos en masa a partir demapas existentes, fotointerpretación,antecedentes históricos y control en elterreno. Generalmente están asociados auna base de datos.

Mapas de susceptibilidad: Represen-tan zonas que de acuerdo a los factorescondicionantes son favorables para quese generen movimientos en masa. Pue-den ser individuales (susceptibilidad li-tológica a los movimientos, susceptibili-dad geomorfológica, susceptibilidad tec-tónica, etc.) o generales (susceptibili-dad geológica a los movimientos en masa).

Mapas de peligrosidad o mapas deamenaza: Presentan zonas de acuerdo conla combinación del nivel de susceptibili-dad y los factores desencadenantes; in-corporan, entre otros, la recurrencia delos movimientos.

1.5. Cuál es la importancia de lasgeociencias en el estudio,mitigación y prevención de losmovimientos en masa

Los movimientos en masa son proce-sos geológicos, por lo cual es imprescin-dible su estudio para poder entenderlos,mitigarlos o prevenirlos. Si no sabemos losmotivos de su generación o por qué ocu-rren en un lugar y no en otro, es más difí-cil tomar una decisión a la hora de plani-ficar obras o planes de contingencia. Esmuy probable que sobredimensionemoslas obras u omitamos alguna variable atener en cuenta.

Los estudios que se realizan son a di-ferentes escalas y con distintos enfoques.Los trabajos de detalle se ocupan de unmovimiento solo o de un grupo de movi-mientos en un valle o cordón montañoso.Los estudios regionales, en cambio, abar-can áreas de miles de km2, generan un



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En los estudios de susceptibilidad ypeligrosidad pueden utilizarse metodolo-gías directas o indirectas. En todas ellasdeben modelarse las condiciones realesen las que se genera el proceso utilizan-do métodos probabilísticos o estadísticosde acuerdo con el tipo y cantidad de in-formación disponible para su evaluación.Finalmente deben realizarse «validacio-nes» para conocer cuán real fue la mode-lización.

Algunos movimientos son impercep-tibles; por lo tanto, para su monitoreo,se utilizan instrumentos tales como incli-nómetros o extensómetros (figura 21) queindican el desplazamiento que está so-portando el material y además puedenformar parte de un sistema de alarma.

En los casos en que los movimientosson detonados por lluvias es importanteimplementar un sistema de alarma cons-tituido por una red de pluviómetros y de-terminar umbrales a partir de los cualesse prevé que se desencadenen movimien-tos. Esto permite alertar a las poblacio-nes que están en el pie de la montañasobre la posibilidad de que se produzcael proceso. El conocimiento es indispen-sable para que las autoridades puedantomar decisiones pertinentes eimplementar un adecuado plan de emer-gencia.

Para la prevención es importante rea-lizar un estudio previo a la planificación

urbana que permita evitar la ocupacióny/o modificación de áreas vulnerables.

1.6. Ejemplos

a. Los movimientos en masa enVenezuela

Durante la última década, en Vene-zuela, los movimientos en masa de mayorpeligrosidad han sido, entre otros, los des-lizamientos, avalanchas de rocas y flujode detritos que afectan áreas de asenta-mientos humanos. Estos sectores, que in-volucran zonas planas ideales para el cul-tivo y construcción constituyen áreas vul-nerables que requieren estudios de orde-namiento. En Venezuela, estos peligrosgeológicos se han incrementado como con-secuencia de los procesos hidrometeoro-lógicos y geológicos, lo que obliga a defi-nir estrategias para su estudio y divulga-ción de los resultados.

Los flujos de detritos del Estado Vargas,1999

El Estado Vargas está situado en laregión Centro Norte costera de la Repú-blica Bolivariana de Venezuela, al sur delMar Caribe. Forma parte de la serraníadel litoral de la Cordillera de la Costa,que se extiende en sentido E-O paralela ala costa. Ocupa una superficie de 1496,5km2, que en 1999 albergaba una pobla-ción de 346.780 habitantes. Los últimosdatos estadísticos (año 2006), tomados conposterioridad al evento excepcional deVargas, indican la presencia de 298.000habitantes, cuya principal actividad eco-nómica tradicionalmente, ha girado entorno a la actividad portuaria y aero-portuaria.

Durantes los meses de noviembre ydiciembre del año 1999, el Estado Vargasfue afectado por un evento excepcional,caracterizado por continuas y concentra-das precipitaciones que registraron unpromedio de 1.910 mm. Las mismas oca-sionaron una sobresaturación del suelo queoriginó la activación de deslizamientos ygrandes caídas de rocas.

La escasa vegetación permitió quegran parte del agua precipitada fueraabsorbida por el suelo, perdiendo así co-hesión y facilitando su deslizamiento.

Figura 21. Colocación de un inclinómetro dentro deuna perforación para medir movimientos horizonta-les a lo largo de la perforación y detectar la locali-zación en profundidad de la superficie de rotura

sobre la cual el material se moviliza.



24

Figura 22. Flujo de detritos en Los Corales.

ABANICO: Depósito de sedimentos en forma de abanico quenormalmente se forma al pie de una ladera o frente mon-tañoso. Esta forma suele obedecer al cambio de pendientedel valle por el que discurre el río que transporta los sedi-mentos y la superficie abierta en donde se depositan.Cuando esta geoforma obedece a la depositación de detri-tos se denomina ABANICO DETRÍTICO, ABANICO COLUVIAL oCONO y cuando corresponde a la depositación de materialtransportado por una corriente fluvial ABANICO ALUVIAL.

Gran cantidad de material sedimenta-rio fue transportado desde las laderas mon-tañosas de la Serranía del Ávila causandoel relleno de los drenajes de otras cuen-cas entre las que se mencionanCaraballeda, San Julián, Tanaguarenas yUria, produciendo represamientos tempo-rales, cuyas rupturas generaron flujos dedetritos, que posteriormente afectaron laszonas urbanas ubicadas al pie de la serra-nía.

Las subcuencas de Uria y Caraballedaaumentaron excesivamente sus caudalesprovocando la pérdida de cohesión me-cánica de los suelos, trayendo como con-secuencia una serie de movimientos demasa tales como caídas, deslizamiento yflujos de detritos. Los volúmenes de de-tritos depositados durante el evento enlas cuencas del Litoral Central superaronlos 20 millones de metros cúbicos. El sec-

tor conocido como Los Corales, por en-contrarse en la parte distal de un abani-co aluvial, sirvió de lugar de recepción auna serie de sedimentos constituidos porpartículas de tamaño arena a bloques devarios metros cúbicos que causaron gra-ves daños a la población (figura 22).

Este fenómeno, con característicasexcepcionales en el Estado Vargas, causóseveros daños: pérdidas materiales, quese calcula superaron los 4.000 millones dedólares y y un saldo de 15.000 a 30.000fallecidos, 94.000 damnificados, 130.000evacuados.

b. Los movimientos en masa enColombia

Colombia se localiza en la regióncircumpacífica donde se concentra lamayor actividad sismotectónica y volcá-nica del globo. Asimismo, se encuentraen la zona intertropical donde las lluviasson muy abundantes (1.000 a 4.000 mmanuales). Estas condiciones componen unescenario propicio para la ocurrencia demovimientos en masa. La situación des-favorable se acentúa como consecuenciade impactos adversos, originados por elasentamiento de la población y el desa-rrollo del país en la zona más vulnerable:la montañosa.

De acuerdo con el Mapa Nacional de



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Figura 23. Vista aérea del deslizamiento de SanCayetano, con indicación de la dirección del

movimiento.

Amenaza por movimientos en masa, enColombia se tienen nueve grandes zonasen concordancia con la litología presen-te, sus características climáticas y el tipode procesos más frecuente en cada unade ellas. Los movimientos en masa másfrecuentes son los flujos, deslizamientos,caídas y reptaciones.

Estos movimientos producen una afec-tación que va desde el cierre temporalde las vías de acceso en los diferentesniveles (municipal, departamental o na-cional), hasta la reubicación de poblacio-nes completas, como es el caso del muni-cipio de San Cayetano en el Departamen-to de Cundinamarca, el cual se describea continuación.

El deslizamiento de San Cayetano, Depar-tamento de Cundinamarca, 1999

El municipio de San Cayetano se ubi-ca al nor-occidente del departamento deCundinamarca, en la zona central de Co-lombia, departamento en el cual se loca-liza su capital: Bogotá. El movimiento enmasa se sitúa al nor-oriente del casco ur-bano de San Cayetano en una zona quecubre alrededor de 2 km2, en una topo-grafía de laderas con pendientes de has-ta del 10%, en las riberas del río Negro, elcual presenta una red hidrográfica de tipotorrencial.

El movimiento incluyó diferentes des-lizamientos dentro de la misma masa. Elmaterial desplazado se transformó en flu-jo de tierra que avanzó centenares demetros pendiente abajo. Las laderas na-turales por causas naturales y antrópicasy debido al empuje causado por el avan-ce mismo del deslizamiento, se vieronafectadas por diferentes tipos de movi-mientos: deslizamientos rotacionales,traslacionales, volcamiento y flujo de tie-rras, entre otros.

El detonante principal que produjo lasaturación de los horizontes inferiores delsuelo y su posterior pérdida de resisten-cia fueron las lluvias intensas y prolonga-das (219 días de precipitaciones conti-nuas), a lo que se sumó un alto grado demeteorización y fracturación de rocas, asícomo estructuras heredadas y discontinui-dades. La mayor parte del área está cu-bierta por suelos depositados, en su gran

mayoría, sobre rocas sedimentarias cons-tituidas por capas de lutitas con interca-laciones de limolitas. Los suelos contie-nen principalmente arcillas de baja plas-ticidad y arenas limosas y arcillosas. Asi-mismo, la zona había sido afectada porprácticas agrícolas no adecuadas lo cual,junto con la deforestación, produjo ladesprotección de los materiales superfi-ciales y un incremento de percolación deagua a los estratos inferiores de suelo.

El movimiento más generalizado fueel de flujo de tierras (figura 23). En unnúmero importante de corrientes perte-necientes a la vertiente del río Negro,tales como en las quebradas La Chorrera,La Virgen y Alcaparral, entre muchasotras, también se presentaron desliza-mientos de laderas y taludes por efectode la erosión de las márgenes de los va-lles por acción del agua de los ríos.

El primer deslizamiento en el áreaocurrió en 1949 y a mediados de enero de1999 se reactivó severamente, de talmanera que, en el transcurso de menosde tres meses las estructuras del cascourbano del pueblo se agrietaron a tal gra-do que fue necesario evacuar a 180 fami-lias que ocupaban la localidad (figura 24).El área de la masa en movimiento se esti-ma en unas 200 hectáreas y su volumenentre 15 y 20 millones de metros cúbicos.Sin embargo, el área total de suelo ines-table es mucho mayor, pudiendo ocupar



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Figura 24. Agrietamientos en pisos y muros enSan Cayetano, Colombia.

Figura 25. Vista de cerro Tamuga y talud actual deldeslizamiento.

que ocurran diferentes tipos de movimien-tos en masa, que en el pasado han daña-do fuertemente las economías de los pue-blos donde se produjeron. Algunas zonasdel país fueron afectadas principalmentepor deslizamientos que causaron dañossocio-económicos y ambientales irrepara-bles.

El deslizamiento de La Josefina, provin-cia de Azuay, 1993

El movimiento en masa, de tipotraslacional-rotacional de La Josefina, seprodujo el 29 de marzo de 1993 en la re-gión centro-sur del Ecuador, a 20 km alnoreste de la ciudad de Cuenca, capitalde la provincia de Azuay y tercera ciudadmás importante del país. Constituye unode los más grandes ocurridos en el país ymide aproximadamente 1.500 metros delargo, 600 de ancho y 80 de espesor (figu-ra 25).

Los depósitos del deslizamiento com-prenden principalmente bloques de rocamasiva con tamaños que oscilan entre los10 cm hasta los 3 m de diámetro, en unamatriz de suelo y cobertura vegetal enporcentajes variables. El movimiento fuela reactivación de un antiguo deslizamien-to que presentaba un estado marginal-mente estable. Varias causas preparato-rias y una combinación de factores desen-cadenantes, como la elevación del nivelfreático por causa de las lluvias y en me-nor medida el corte al pie de la laderapor explotación de canteras, produjeronel deslizamiento.

El 29 de marzo de 1993, aproxima-damente a las 20:30 horas, ocurrió el des-lizamiento de cerca de 20 millones dem3 que causó la muerte de al menos 100personas y ocasionó el represamiento delos ríos Paute y Jadán, formando un em-balse de 191 millones de m3 y 10 km delargo que inundó tierras agrícolas, vivien-das, una central termoeléctrica, la ca-rretera panamericana y la línea férrea(figura 26).

El alto riesgo por rotura de la presaformada hizo necesario realizar varios es-tudios. Se utilizaron diversos métodos paraestimar el arrastre de los materiales dela presa y conocer si ésta iba a permane-cer estable o sería erosionada. Se imple-

una extensión de 10 km2. Se presenta-ron tasas de movimiento de varios centí-metros a metros por día.

Este movimiento produjo la destruc-ción total de las viviendas del casco urba-no y el traslado final y reubicación de lapoblación, con más de 5.000 personasafectadas. El costo de la reubicación dela totalidad del casco urbano ascendió ala suma de 10 millones de dólares.

c. Los movimientos en masa enEcuador

El Ecuador, al igual que el resto delos países sudamericanos, está sujeto a



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Figura 26. Represamiento de los ríos Paute y Jadán.

mentaron modelos físicos a escala redu-cida y se usaron modelos matemáticospara simular el rompimiento y determi-nar la magnitud de la crecida y sus efec-tos. También se emplearon métodos em-píricos basados en experiencias de roturade otras presas para estimar los caudalesde crecida

Para mitigar los efectos de la inun-dación y de la rotura de la presa naturalse excavó en su corona un canal de des-agüe de 18 m de profundidad y 417 m delongitud. A los 26 días el agua rebosó porel canal y a los 33 días la presa se rompiópor erosión causando una crecida con uncaudal máximo de 9.500 m3 por segun-do. Esto produjo, aguas abajo, la des-trucción de canales de riego, puentes,vías, instalaciones agroindustriales, ca-sas y sembradíos, y puso en riesgo laCentral Hidroeléctrica Paute, que gene-raba cerca del 70% de la energía eléctri-ca que el país consumía. La ciudad dePaute, ubicada a 20 km aguas abajo deldeslizamiento, fue la más afectada, conmás de la tercera parte de su casco ur-bano destruido, incluyendo edificios pú-blicos, red eléctrica y telefónica y alcan-tarillado, entre otros. La crecida provo-có destrozos a lo largo de 100 km aguasabajo. Sin embargo, las acciones ejecu-tadas durante la respuesta redujeron losimpactos económicos y evitaron la pér-dida de vidas humanas.

Las pérdidas económicas directas al-canzaron 146,7 millones de dólares, equi-valente al 1% del Producto Interno Brutode 1993. Aunque los costos indirectos nofueron cuantificados y el monto por pér-didas directas no fue muy alto, alcanza-ron para afectar la tasa de crecimientode la economía nacional.

Los impactos ambientales ocasiona-dos por el desastre incluyeron pérdida detierras agrícolas, vegetación y cultivos,erosión de márgenes, sedimentación dellecho del río y orillas del valle y altera-ción del ecosistema en su conjunto.

Los impactos a la salud y la respuestasanitaria no se hicieron esperar, se elabo-ró un plan emergente a través de un co-mité interinstitucional compuesto por or-ganismos públicos, regionales, educacio-nales, gremiales y no gubernamentales.

Debido a las acciones de prevención nohubo epidemias sino un incremento depatologías comunes como diarrea, gripey dermatitis en los niños.

La crisis y recuperación emocional enla población, fue uno de los aspectos quemereció atención. Toda tragedia generauna crisis emocional por efecto del trau-ma vivido o la angustiosa situación por laque se atravesó.

La reconstrucción y la ejecución deproyectos y acciones del gobierno en laregión, fueron afrontadas por interme-dio de un consejo de Programación deObras de Emergencia creado mediantedecreto legislativo. La ley asignó recur-sos por un monto equivalente a 17,5 mi-llones de dólares. La propuesta contem-pló la superación de la crisis tendiente aforjar una nueva región y proponía cua-tro áreas de acción: reordenamiento te-rritorial, consolidación ambiental, actua-lización de servicios y reactivación de laproducción.

d. Los movimientos en masa en PerúLa variedad de peligros geológicos que

permanentemente ocurren en el territo-rio peruano ha jugado un papel prepon-derante en la creación y evolución delpaisaje pero muchos de ellos son poten-cialmente peligrosos para la vida y la pro-piedad.

Los movimientos en masa, como des-lizamientos, caídas, avalanchas y flujos,son más comunes en los flancos de las cor-dilleras y valles interandinos y están rela-cionados a la litología, pendientes de las



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Figura 27. El Huascarán y la campiña de Yungay, talcomo se apreciaba después del evento del 31 de

mayo de 1970.

laderas, fuertes precipitaciones, mal usode las tierras de cultivo y a la ocurrenciade sismos.

Los continuos flujos (huaycos, enPerú), con mayor incidencia en épocas defuertes precipitaciones, afectan centrospoblados, carreteras y obras de infraes-tructura.

Las avalanchas de rocas y hielo y flujo dedetritos del Nevado Huascarán, Ancash,1970

El 31 de mayo de 1970, un movimien-to en masa de gran escala y altamentecomplejo ocurrió en el valle del río San-ta, Cordillera Blanca, Ancash, Perú. Elevento, que fue desencadenado por un

terremoto oceánico (magnitud 7,9) y cuyoepicentro se localizó a 130 km de distan-cia, produjo caída de rocas y hielo enlas vertientes empinadas de la cara oc-cidental del pico norte del NevadoHuascarán (6.654 m s.n.m.), que se des-plazaron a gran velocidad vertiente aba-jo, incorporando un volumen considera-ble de nieve y material morénico. Du-rante el evento, el movimiento en masaoriginal se transformó en un flujo rápidode detritos que se movilizó corriente aba-jo hacia el valle del río Sacas. Parte delos detritos se esparcieron sobre loscostados del valle y cubrieron la pobla-ción de Yungay enterrando al pueblo y asus habitantes (figura 27).

La parte principal del flujo de detri-tos se desplazó sobre el abanico deRanrahirca donde se depositó la mayorparte del material. Una porción de losdetritos continuó su desplazamiento, in-gresando luego al valle del río Santa (2.400m s.n.m.), girando al norte y desplazán-dose corriente abajo hasta alcanzar elOcéano Pacífico, a una distancia aproxi-mada de 160 kilómetros.

Un episodio similar, pero más peque-ño, ocurrió en 1962 y destruyó la pobla-ción de Ranrahirca y varios caseríos, oca-sionando la muerte de 4.000 personas.Este flujo de detritos se detuvo en el va-lle del río Santa (figura 28a).

El primer antecedente de movimien-tos en masa en la región es una avalanchamasiva de rocas en la época precolombi-na, que rellenó el valle del río Santa aba-jo del Huascarán, originando una pendien-te sub-vertical inestable en la cara occi-dental del pico norte del macizo, que fueescenario de los desprendimientos de rocay hielo de 1962 y 1970.

La cara occidental se volvió más ines-table con el evento de 1962, pudiendoconsiderarse el de 1970 como una segun-da fase tardía del anterior.

La presencia de fracturas en el maci-zo rocoso favoreció su inestabilidad, con-tribuyendo no sólo a los desprendimien-tos iniciales de 1962 y 1970, sino que pu-dieron haber sido una razón importantede los desprendimientos precolombinos.

Otros factores importantes que trans-formaron la caída inicial (avalancha de

MORENA: Depósito glaciario compuesto por sedimentossueltos constituidos por partículas de diferentes tamaño(arcilla, grava y bloques angulosos) sin estratificación niclasificación.



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Figura 28. Los flujos de detritos antes (A) y después (B) del evento del 31de mayo de 1970.

VULNERABILIDAD: Define la probabilidad de que una es-tructura sufra daños cuando se somete a un movimientofuerte de cierta intensidad (ejemplo, terremoto).

hielo / rocas) en un flujo de detritos alta-mente fluido y de largo alcance fueron,en primer lugar, la nieve incorporada so-bre el glaciar localizado al pie del Neva-do y dejada por la acumulación en la épo-ca de lluvias y, en segundo lugar, la pre-sencia de depósitos sedimentarios de gra-no fino que cubrían las vertientes aguasabajo del glaciar.

El desencadenante del evento de 1970fue, indiscutiblemente, el terremotooceánico. Es importante mencionar ade-más, que el desprendimiento de enero de1962 no tuvo un disparador específico,aparte del hecho que ocurrió durante unmes de verano. El pico norte ha resistidovarias sacudidas severas durante nume-rosos terremotos históricos incluyendo elsismo de 1725.

El impacto socio-económico del mo-vimiento en masa del pico norte delHuascarán fue inmenso. La pérdida devidas se estimó en 18.000 personas. Estenúmero incluye las víctimas ubicadas so-bre las vertientes arriba de Yungay, latotalidad de la población de Yungay yaquellas personas que se encontraban en

ese momento sobre el abanico deRanrahirca que afectó también a la lo-calidad de Mancos (figura 28b). Si estacifra de muertos es correcta, el eventodel Huascarán de 1970 sería uno de loscinco peores movimientos en masa, ori-ginado de un único desprendimiento, enla historia mundial y el segundo más gran-de en la historia de América del Sur entiempos históricos. El flujo de detritosen su recorrido hacia el Océano Pacíficocausó considerables daños a la infraes-tructura vial y férrea (incluyendo la des-trucción del puente Chaquecocha, 25 kmaguas abajo) a lo largo del río Santa, ladestrucción del embalse de derivación enla hidroeléctrica del Cañón del Pato (45km aguas abajo), el derrumbe de las ca-sas al río Santa cuando sus orillas fueronsocavadas en Huallanca. Cabe destacar,que el aeropuerto de Caraz también fuecubierto por detritos. El valor moneta-rio de los daños no fue estimado.

A B



30

CORONA (DE UN DESLIZAMIENTO): Superficie adyacente alescarpe principal de un deslizamiento que prácticamenteno ha sufrido desplazamiento ladera abajo. Sobre ella sue-len presentarse algunas grietas paralelas o semi-paralelasconocidas como grietas de tensión o de tracción.

Figura 29. La localidad de Chima antes (A) y des-pués (B) del deslizamiento del 31 de marzo de

2003.

e. Los movimientos en masa en Boli-via

En el territorio boliviano estos pro-cesos geológicos generalmente son esta-cionarios, ya que ocurren normalmenteen verano y durante la época de lluvias,en zonas de topografía abrupta, teniendomayor consecuencia en áreas urbanas.Frecuentemente los movimientos en masaamenazan las redes de servicios básicos,las viviendas y la población. En varios sec-tores del país, los deslizamientos han oca-sionado la interrupción de vías de comu-

nicación, del suministro de agua pota-ble y la pérdida de vidas humanas.

Entre 1989 y 2003 los peligros geoló-gicos han ocupado el segundo lugar des-pués de las amenazas hidro-meteorológi-cas. Los factores que influyeron en el in-cremento de la vulnerabilidad son ladeforestación, el cambio climático y lapobreza.

Los desastres en varias áreas del paíshan estancado el desarrollo socio–econó-mico, afectado el medio ambiente y pro-ducido daños a la infraestructura y pérdi-da de vidas humanas. Ejemplo de lo an-terior son los casos de Cotahuma en 1996(11 personas fallecidas) y de Chima (en2003). En los últimos cincuenta años hubomás de 250 personas fallecidas como con-secuencia de estos procesos.

El deslizamiento en el cerro Pucaloma,Chima, Departamento de La Paz, 2003

En la localidad de Chima, ubicada enla Provincia Larecaja del Departamento deLa Paz, ocurrió, el día 31 de marzo del año2003, un movimiento en masa en las faldasdel cerro Puca Loma, con un volumenaproximado de masa rocosa de 400.000 m3.La masa removida se desplazó sobre unadistancia de aproximadamente 600 m, lamayor cantidad de material deslizado sedetuvo a unos 350 m del origen o «coro-na» del deslizamiento (figura 29). Comoconsecuencia de este lamentable desas-tre, un total de 69 personas perecieron.

El evento fue causado por la con-junción de factores naturales yantrópicos. Entre los factores naturalespodemos mencionar la topografía, geo-logía, geomorfología y las intensas preci-pitaciones pluviales. Estos factores, com-binados con la acción antrópica, repre-sentada por las labores mineras ejecu-tadas por la Cooperativa Minera ChimaLtda. (uso de explosivos), debilitaron eltalud del macizo rocoso y causaron elmovimiento.

Según los relatos de quienes se en-contraban presentes al momento de ocu-rrir los hechos, el fenómeno se habría ini-ciado la noche del día 30 de marzo con unincremento de los desprendimientos derocas, lo que permitió prevenir a la po-blación. Ante esta advertencia, una pe-

A

B



31

Figura 30. Vista de una zona de Antofagasta antes (A) y después (B) del flujo de detritos

queña parte de los pobladores logró eva-cuar la zona amenazada. Sin embargo,muchos pobladores que consideraron queesta actividad era usual y casi cotidianafueron sepultados por la masa.

Por la mañana del 31 de marzo, lapoblación sintió un «soplo» o un «suaveterremoto», considerado el inicio del mo-vimiento en masa, que destruyó aproxi-madamente el 30% del área urbanizadade la población.

El movimiento de Pucaloma es inter-pretado como un movimiento complejo,dado que, inicialmente se trató de un des-lizamiento de tipo traslacional convirtién-dose luego en una avalancha detrítica.

f. Los movimientos en masa en ChileEn Chile, los movimientos en masa más

frecuentes corresponden a flujos y se aso-cian a factores de tipo climático, talescomo tormentas caracterizadas por impor-tantes precipitaciones en pocas horas, oaquellas de intensidad media pero con unaduración de varios días. Por ejemplo, elevento climático ocurrido en la zona cen-tral de Chile durante el mes de septiem-bre de 1999, causó numerosos deslizamien-tos de caminos y flujos de barro y detri-tos. La generación de estos movimientosse asocia a un aumento de la saturaciónde los materiales y su presión de poros.

Durante las dos últimas décadas, losmayores eventos registrados correspon-den a los aluviones de Antofagasta y San-tiago, a causa de los cuales se ha tenidoque lamentar la muerte de alrededor de130 personas.

Otros factores desencadenantes degrandes movimientos en masa son lossismos, que pueden ocasionar desliza-

mientos y caída de rocas. Asimismo, cuan-do el material es un suelo saturado, nocohesivo, la vibración puede causar re-mociones en masa debido a su licuefac-ción. Los deslizamientos ocurridos en elflanco norte del valle del río San Pedro,en la Región de los Ríos, son los mayoreseventos de este tipo registrados en la his-toria. Los violentos temblores que el día22 de mayo de 1960 afectaron al sur delChile, causaron la licuefacción de uno delos estratos de la secuencia sedimentariaexistente en el valle provocando los des-lizamientos. El volumen total involucradofue de alrededor de 38 millones de m3.

Las erupciones volcánicas, por su par-te, pueden ocasionar flujos detríticos alderretir la nieve o el hielo acumulados enlas laderas de los volcanes. En efecto, elmaterial suelto depositado en ellas pue-de movilizarse dando origen a flujos deimportante magnitud, denominadoslahares. El ejemplo más reciente de estoúltimo lo constituye el flujo asociado a laerupción del volcán Hudson, ocurrido en1991 y que movilizó entre 40 y 45 millo-nes de m3 de material.

El flujo de detritos de Antofagasta, 1991La ciudad de Antofagasta, capital de

la región homónima, se encuentra en lacosta del norte de Chile ocupando una pla-taforma de abrasión al oeste de la Cordi-llera de la Costa. El 18 de junio de 1991,

PLATAFORMA DE ABRASIÓN: Super-ficie plana desarrollada en materialrocoso costero por acción erosivadel oleaje.

A B



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esta ciudad y el área vecina fueron afec-tadas por una serie de flujos de detritos(aluviones) que descendieron por lasprincipales quebradas hasta descargaren la zona litoral. Cerca de un centenarde personas perdió la vida y los dañosmateriales fueron cuantiosos.

En la madrugada del 18 de junio, ex-tensos sectores de la ciudad de Antofagastafueron arrasados por una sucesión de flu-jos detríticos que descendieron desde laCordillera de la Costa hasta la zona urbana(figuras 30a y b) alcanzando el litoral. Laspérdidas fueron 91 víctimas fatales, 19 des-aparecidos, 700 viviendas totalmente des-truidas, otras 4.000 con daño severo y da-ños por cerca de 71 millones de dólares.

Las intensas precipitaciones fueronnuevamente el factor detonante. Las que-bradas cercanas a la ciudad recibieronhasta 42 mm en un día, valor que superócon creces el promedio de 3 mm diariosregistrado históricamente para el perío-do 1969-1991. El estudio de los depósitossedimentarios antiguos muestra la recu-rrencia de estos procesos y su relación coneventos El Niño. Las quebradas, normal-mente secas, contienen depósitos aluvia-les que forman grandes abanicos que apor-tan material removido durante los even-tos de alta pluviosidad.

El registro de precipitaciones, suma-do al análisis de los factores críticos, su-giere un período de retorno de 50 añospara este tipo de remociones en masaen la zona.

Una primera etapa de construcciónde obras de mitigación se realizó en losaños siguientes al desastre. Sin embargo,en el entorno de Antofagasta, el creci-miento urbano y la intervención antrópicairregular aumentan nuevamente el riesgode eventos similares.

h. Los movimientos en masa en laArgentina

El conocimiento de los movimientosen masa en la región andina argentina es

muy restringido. Está asociado a las áreasque son estudiadas por distintos progra-mas y/o proyectos, a las zonas pobladas,o las ocupadas por infraestructura. Lasáreas pobladas en los Andes son muy re-ducidas por lo que no es un proceso geo-lógico que provoque grandes pérdidas devidas, pero sí de infraestructura, lo quegenera graves consecuencias económicas.Esto se refleja, por ejemplo, en el cortede los caminos por movimientos en masa,que deja frecuentemente aisladas a laspoblaciones. Otro ejemplo muy común esel corte de rutas internacionales a travésde las cuales transitan gran cantidad deproductos del MERCOSUR, desde el Atlán-tico al Pacífico.

La avalancha de rocas del río Barrancas,provincia del Neuquén, 1914

La avalancha de rocas del río Barran-cas se localiza en el tramo medio del ríoBarrancas (límite provincial entre Neu-quén y Mendoza) a unos 90 km al norte dela población neuquina de Barrancas.

En tiempos geológicos aún no deter-minados, una avalancha de rocas cerró elvalle y represó las aguas del río Barrancasfrente a las bardas de Yonqui-Ehue (figura31). El espesor máximo de la avalancha enla obstrucción se calculó en algo más de100 metros. Su zona de arranque se locali-zó sobre el faldeo este del cerro Pelán,situado algo al norte del arroyo Huinganco.Se generó así un cuerpo de agua de granamplitud (laguna Carrilauquen), que tuvo

FACTOR DETONANTE: Acción, o evento natural o antrópi-co, que es la causa directa e inmediata de un proceso geo-lógico, por ejemplo, los terremotos, la lluvia, la excavacióndel pie de una ladera y la sobrecarga de una ladera.

Figura 31. Esquema de la avalancha de rocas delCerro Pelán que endicó el río Barrancas.



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Figura 32. Zona afectada por el aluvión causado por el colapso del endicamiento generado por los depósi-tos de la avalancha de rocas del cerro Pelán. En cada punto existe un registro histórico (diario La Nación,

año 1915). Es de notar que el efecto llegó al Océano Atlántico..

22 km de longitud, 100 m de profundidady hasta 4-5 km de ancho.

En el cerro Pelán, las rocas volcáni-cas se disponen inclinando las capas enel mismo sentido hacia el valle, condi-ción estructural favorable para los movi-mientos sobre la ladera. Se interpretaque un terremoto desencadenó este mo-vimiento, que primero se desplazó comoun deslizamiento a favor de planos deestratificación de las volcanitas y luegocomo un flujo. Su gran volumen permiteconsiderarla una avalancha de rocas. Suvelocidad ha sido estimada en alrededorde 270 km por hora.

El invierno de 1914 se caracterizó porcopiosas nevadas que, en el período pri-mavera-verano, provocaron por su derre-

timiento un gran incremento de los apor-tes de agua a la laguna, lo que elevó sunivel y permitió que las aguas embalsadassobrepasaran el muro natural, con la con-siguiente y profunda disección del mis-mo. Ello, sumado a un aumento de las fil-traciones preexistentes y de la presiónhidrostática del cuerpo de la laguna, con-dujo al debilitamiento de la obstrucción,posterior colapso y generación de unaamplia rotura, que sirvió de vía de escapepara un gigantesco aluvión que arrasó elvalle inferior del río Barrancas y se pro-yectó con desastrosas consecuencias porel del río Colorado (figura 32).

Actualmente, se puede observar enla falda este, inmediatamente debajo dela cumbre del cerro Pelán, el resalto es-

Figura 33. Cicatriz y remanentes de los depósitos de la avalancha de rocas del cerro Pelán.



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Figura 34. Tipos de ondas y efectos sobre las construcciones.

EPICENTRO: Define el punto sobrela superficie de la tierra, directa-mente por encima del foco de unterremoto.

FOCO O HIPOCENTRO: Punto en elinterior de la Tierra en donde seproduce el terremoto o desde elcual se produce la liberación deenergía.

carpado que indica la zona de arranquedel deslizamiento, que conserva su mor-fología áspera primaria controlada pormantos resistentes de lavas. Su configu-ración en planta es similar a una V abier-ta; su corona es continua y tiene una lon-gitud de 3.250 m (figura 33).

2. TERREMOTOS

2.1. Qué es un terremoto

Se define como terremoto a la libe-ración súbita de la energía producida porla Tierra en forma de ondas elásticas, queagitan la superficie originando daños enella o en las construcciones realizadas porel hombre. Las ondas P (primarias) sonondas longitudinales o de compresión, locual significa que el suelo es alterna-damente comprimido y dilatado en la di-rección de la propagación. Las ondas S(secundarias) son ondas transversales ode cizalla que producen un desplazamien-to del suelo perpendicularmente a la di-rección de propagación, alternadamentehacia un lado y hacia el otro (figura 34).Finalmente, las ondas superficiales, aná-logas a las ondas que se observan en loscuerpos de agua y que viajan sobre lasuperficie de la Tierra, se desplazan a me-nor velocidad que las ondas antes des-criptas y debido a su baja frecuencia pro-vocan con mayor facilidad resonancia enedificios. Estas últimas constituyen lasondas sísmicas más destructivas.

En el lenguaje popular, se llama tem-blor al movimiento sísmico que frecuen-temente genera movimientos suaves enlas viviendas y otros espacios y construc-ciones.

El movimiento sísmico que producesacudidas fuertes de la superficie y porende destrucción y muerte, es deno-minado terremoto. Sin embargo, es im-portante señalar que el grado de des-trucción que puede provocar un sismoen superficie, depende de la profundi-dad del foco que emite la energía y dela distancia a la cual se encuentra loca-lizada una ciudad o población del epi-centro.

2.2. De qué depende que seadestructivo

Para que un terremoto sea destruc-tivo, en primer lugar se debe conside-rar, como ya se dijo antes, su tamaño(magnitud), la profundidad del foco (su-perficial o intermedio) y su cercanía conrelación a la ciudad más próxima que pue-da ser afectada.

Sin embargo, un terremoto en sí noes destructivo ya que esta característi-ca dependerá, únicamente, de los fac-tores que van a normar su potencial.



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Figura 35. Ejemplo de sismograma con registro deun sismo.

Estos factores son: a) Tipo de suelo so-bre el cual se han levantado la ciudad olas construcciones, b) Tipo de construc-ción, c) Normas de expansión urbana,d) Edad de las construcciones y e) Se-ñalización de seguridad en las viviendasy edificaciones.

2.3. Cómo se mide

Para cuantificar o estimar el tamañode un terremoto se utilizan las escalasde magnitud e intensidad. Las escalas demagnitud miden la cantidad de energíaque se libera durante el terremoto y susresultados se obtienen de manera nu-mérica a partir del registro de los terre-motos obtenidos de los sismógrafos. Laescala más frecuente para tal fin es lade Richter. La magnitud es una medidacuantitativa del terremoto.

Las escalas de intensidad miden eldaño o efectos causados al hombre y alas construcciones en un determinadopunto o lugar. La escala más frecuentepara tal fin es la de Mercalli Modifica-da. La intensidad es una medida cuali-tativa del terremoto.

2.4. Qué significa la magnitud deun terremoto en la escala deRichter

Una manera sencilla de explicar el sig-nificado de la magnitud de un terremotoconsiste en compararlo con la energía li-berada por una materia conocida, porejemplo, la dinamita o trinitrotolueno(TNT).

Una explosión en una mina produce,por lo general, un terremoto local demagnitud 3 a 3,5 en la escala de Richter,equivalente a 500 kg de TNT.

El terremoto de Lima, del 3 de oc-tubre de 1974 (magnitud 7,5), liberó tantaenergía como la que podrían liberar 1millón de toneladas de TNT.

El terremoto de Chile de 1960 (mag-nitud 9,5), liberó tanta energía como po-drían liberar 200 millones de toneladasde TNT.

2.5. Cómo se registran

No existe ningún instrumento parapredecir terremotos. La predicción de te-rremotos es una rama de la ciencia de lasismología; por lo tanto, es un tema deinvestigación cuyos resultados permitena los científicos estimar valores de mane-ra física o estadística de la posible ocu-rrencia de un futuro terremoto en algunaregión.

Únicamente existen instrumentospara registrar los terremotos; son losllamados sismógrafos, que capturan ygrafican el movimiento del suelo causa-do por el paso de las ondas sísmicas. Elgráfico de la actividad sísmica se deno-mina sismograma (figura 35). Los sismó-grafos fueron desarrollados a fines delsiglo XIX y perfeccionados durante estesiglo hasta alcanzar un alto grado de per-feccionamiento electrónico; sin embar-go, su principio básico no ha cambiado.

En realidad, el instrumento más an-tiguo para detectar un sismo fue inven-tado por Chang Heng en China en el si-glo II. Este tipo de sismógrafo, que fueampliamente utilizado, consistía básica-mente en una figura de dragón de ochocabezas en cuyas bocas se colocabanesferas metálicas en equilibrio inesta-

SISMOLOGÍA: Ciencia que estudialos terremotos, fuentes sísmicas ypropagación de ondas sísmicas através de la Tierra.



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Figura 37. Sismógrafo de péndulo vertical.

ble (figura 36). Al producirse un sismo yla llegada de las ondas sísmicas, la esfe-ra correspondiente a la dirección dellegada caía, indicando así la ocurren-cia del sismo y la dirección de la cualprocedía.

A mitad del siglo XIX, se inició la cons-trucción de los primeros sismógrafos ba-sados en el principio simple de oscilaciónde un péndulo. Estos péndulos eran, engeneral, de oscilación vertical (figura 37),consistían en una masa pendiente de unmuelle que registraba su movimiento usan-do un estilete adosado a la masa y unahuella sobre una placa de cristal ahuma-do. A este tipo de instrumentos se lesllamó sismoscopios debido a que no con-taban con control de tiempo.

A fines del siglo XIX se introdujo enestos aparatos el control del tiempo,siendo entonces sus registros continuossobre un papel ahumado adosado sobreun tambor. En 1890, John Milne introdu-jo el concepto de péndulo inclinado enel cual los periodos de oscilación seincrementaban considerablemente paralongitudes de péndulo reducidos. En1915, J. Shaw y J. Milne construyeronun sismógrafo cuya masa de 0,5 kg per-mitía obtener periodos de 18 segundosy amplificaciones del orden de 200. Unmodelo similar, que tuvo gran aceptaciónen Europa, fue desarrollado por F. Omori.

Hacia el año 1900, E. Wiechert desa-rrolló un sismógrafo de respuesta hori-zontal (figura 38) con un péndulo inver-tido que registraba las dos componen-tes con una sola masa de 1kg y 1,5kg,permitiendo alcanzar amplificaciones de200 veces para un periodo de 12 segun-dos. En 1922, J. Anderson construyó unsismógrafo de menores dimensiones conuna masa que oscilaba por torsión de unafibra metálica y un registro fotográficoque alcanzaba amplificaciones de 2.800veces para un periodo de 0,8 segundos.

Estos modelos de sismógrafos eran pu-ramente mecánicos y su amplificación selograba mediante un sistema de palancaso por deflexión de un haz de luz. En 1906,B. Galitzin desarrolló el sismógrafo elec-tromagnético, añadiendo a la masa unabobina que se movía en el campo magné-

Figura 36. Instrumento chino para detectar terre-motos, antecesor del sismógrafo.

Figura 38. Sismógrafo de péndulo horizontal.



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tico creado por un imán. La corrientegenerada por esta bobina pasaba a un gal-vanómetro para registrarse en papel fo-tográfico mediante un haz de luz, llegán-dose a obtener amplificaciones de 1.000para periodos de 12 segundos.

En los años 30, Hugo Benioff cons-truyó un sismógrafo basado en la varia-ción de la reluctancia del sistema; esdecir, midiendo la variación de la sepa-ración entre un imán permanente y unaarmadura metálica provista de una bobi-na que rodeaba al imán. Este tipo de sis-mógrafo alcanzaba un periodo de 1 se-gundo y una amplificación de 100.000.Finalmente, para periodos largos, F. Pressy M. Ewing desarrollaron en 1953 un sis-mógrafo de 15-30 segundos de periodopara el sismómetro y de 100 segundospara el galvanómetro. El sistema de am-plificación resultante fue de 750 y 6.000para periodos entre 10-20 segundos. Es-tos dos últimos tipos de sismógrafos cons-tituyeron la Red Sísmica Mundial y elregistro e interpretación de su informa-ción permitieron la realización de losprimeros mapas de sismicidad mundial,así como las primeras hipótesis sobre laconstitución interna de la Tierra.

En sismometría, es importante consi-derar el control del tiempo lo más exac-tamente posible. Hasta el año de 1950 enpromedio, los observatorios sismológicosutilizaban relojes de péndulo con contac-tos eléctricos para registrar señales de mi-nuto sobre los sismogramas. A fin de evi-tar derivas horarias, estos relojes se ajus-taban periódicamente al tiempo univer-sal del servicio horario de los observato-rios astronómicos. Desde el año 1953aproximadamente, se generalizó el uso derelojes controlados por cristal de cuarzoalcanzándose en sus inicios derivas en eltiempo del orden de una diezmilésima desegundo por día.

A partir de los años 1980, con el avan-ce de la electrónica, se desarrollaron sis-mógrafos más modernos que utilizan unsensor (sismómetro) y un aparato de re-gistro con sistema de amplificación elec-trónica. Desde entonces, los sismógrafoscontaron con convertidores analógico-digitales previos a la amplificación de laseñal, permitiendo aumentar el rango de

sensibilidad (amplificación) y disponer dela información en formato digital para suanálisis posterior. Actualmente, los sen-sores tienen respuesta plana para un de-terminado rango de frecuencias y de estemodo, aplicando filtros sobre la señal, esposible disponer de aquella que se requie-ra para cada tipo de investigación. Estetipo de sismógrafo se llama de Banda An-cha y es en la actualidad el adelanto másimportante logrado por la instrumentaciónsismológica. Estos instrumentos son par-te de las más de 2.500 estaciones que con-forman la actual red sísmica mundial.Además de estos sistemas, hay una am-plia gama de sismógrafos portátiles de altaganancia que son utilizados para estudiosde sismicidad local o temporal.

2.6. Qué características tienen enlos Andes

Los terremotos son producidos o tie-nen su origen en dos fuentes: 1) la coli-sión o choque de placas tectónicas, comopor ejemplo, la Placa Nazca que chocacontra la Placa Sudamericana; y 2) la de-formación de la corteza en el interior delcontinente que da origen a las fallas ofisuras, como las fallas de Tambomachayen Perú, Aiquile en Bolivia, La Cal en laArgentina, El Pilar en Venezuela, Pujili enEcuador y Cauca-Almaguer en Colombia.

Los países andinos forman parte deuna de las regiones de mayor sismicidaden el mundo denominada Cinturón de Fue-go del Océano Pacífico (figura 39) quecomprende toda la región que bordea alOcéano Pacífico, empezando en el Sur deChile pasando por el Perú, Ecuador, Co-lombia, Panamá, El Salvador, México,EEUU, Alaska, Japón, Taiwan, para con-cluir en el borde Este de Australia. En todaesta región, la Tierra libera el 80-85% desu energía en forma de terremotos y erup-ciones volcánicas.

El área andina contribuye aproxima-damente con un 15% de la energía totalliberada anualmente por los terremotos,siendo frecuentes los destructivos, es de-cir aquellos que producen cuantiosas pér-didas materiales y económicas y numero-sas víctimas. Basta con recordar algunoseventos sísmicos recientes como los de



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Figura 39. Distribución de las grandes zonas sísmicas del mundo.

Chile, 1939; Perú, 1942; Chile, 1943; Ar-gentina, 1944; Ecuador, 1949; Chile, 1960;Perú, 1966; Venezuela, 1967; Perú, 1970 y1974; Argentina, 1977; Colombia, 1979 y1983. Muchos de ellos tuvieron una mag-nitud superior a 7,5 y en algunos casoslas pérdidas económicas fueron equiva-lentes en valor al total del presupuestoanual de la nación afectada, además dela pérdida de miles de vidas. Los efectossociales y económicos, después de ungran terremoto, tienen profundo efectosobre el desarrollo de la región.

Si bien los movimientos orogénicosen esta región han ocurrido hace millo-nes de años, el peligro (amenaza) sísmi-co actual está asociado, principalmen-te, con la zona de subducción que dacara al Océano Pacífico y a la presenciade fallas activas continentales. Así, el pe-ligro sísmico, es decir, el fenómeno sís-mico relacionado con la ocurrencia deterremotos que causan pérdida econó-mica, heridos y muertos, no ha de des-aparecer.

En la región andina, las ciudades sehacen más vulnerables a los terremotosdebido a:1. Rápido crecimiento de la población:

Hoy en día, como las ciudades no pue-den hacer frente al rápido crecimien-to de la población, los grupos de ha-bitantes más pobres se instalan ile-galmente en zonas peligrosas (las zo-nas menos peligrosas ya están ocupa-das) donde muchas veces carecenincluso de los servicios más esencia-les. La administración local y los nue-vos habitantes tienen demasiados pro-blemas como para preocuparse de laprevención de los desastres que pue-den producirse años más tarde.

2. Densidad de la población: El desastrenatural causará mayor impacto sobrela población si ésta se encuentra con-centrada en una zona limitada, en lu-gar de estar dispersa. La densidad otugurización de la población en las gran-des ciudades es muy alta y mucho másen las zonas más viejas de la ciudad oen los asentamientos humanos.

3. Dependencia de los servicios: Los habi-tantes de las grandes ciudades depen-den de la infraestructura y serviciospúblicos. Resulta difícil para la pobla-ción vivir sin corriente eléctrica, sinteléfono, sin agua o sin puentes. Algu-

TUGURIZACIÓN: Proceso por elcual un edificio ocupado por unapoblación cada vez mayor, se dete-riora y sus instalaciones (electrici-dad y agua) se saturan paulatina-mente.



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nos servicios básicos, como el de bom-beros y hospitales son importantes anteun desastre. En el caso del terremotode México de 1985, el derrumbe de al-gunos hospitales causó la muerte demédicos, enfermeras y pacientes.

4. Concentración de edificios públicos:La concentración masiva de edificiospúblicos, industriales y financieros enuna zona limitada, puede dar lugar,en caso de su destrucción, a reper-cusiones económicas regionales, na-cionales y hasta internacionales.

5. Construcción inapropiada: Durante unterremoto el número de muertos se-pultados por los edificios es grande.Casi el 80% de las víctimas de un terre-moto se debe a este hecho. Los edifi-cios de ladrillo o adobe sin ninguna es-tructura de concreto reforzado resul-tan ser los más peligrosos. Mejorar losmétodos de construcción puede sermuy eficaz para reducir el número devíctimas, como también, respetar lasnormas de construcción sismo-resisten-tes de los países propensos a soportardesastres naturales de cualquier tipo.

6. Tipo de suelo: Muchas de las grandesciudades fueron construidas sobre de-pósitos aluviales y suelos debido a laproximidad de las fuentes de agua vi-tales para la supervivencia del hom-bre. Sin embargo, esto es muy perju-dicial porque se levantan sobre sue-los blandos no consolidados y pococompactos que pueden amplificar lasondas sísmicas y generar más daños ensuperficie.

7. Antigüedad de las construcciones: Lasciudades más importantes del mundo,tienen mucha antigüedad y por estoen casi todas ellas pueden hallarseconstrucciones de siglos anterioresaún en funcionamiento. Este tipo deviviendas, dañadas por el paso de losaños, no es recomendable para pro-tegerse ante la ocurrencia de un te-rremoto dado que tienen mayor pro-babilidad de sufrir colapsos o incen-dios; debe propenderse a tener unprograma de actualización urbana y derevisión del cumplimiento de las nor-mas de sismo-resistencia vigentes encada país.

2.7. Cuál es el rol de lasgeociencias en el monitoreosísmico

A pesar de los estudios e investiga-ciones que se realizan a nivel mundial,hasta el presente no se cuenta con ele-mentos suficientemente seguros que per-mitan predecir la magnitud, localizacióny momento en el que ocurrirá un sismodestructivo.

No obstante, aunque dicho objetivose alcanzara, sólo podría reducirse con-siderablemente el número de víctimas,pero no podría garantizarse la integridadde las construcciones, sobre todo enaquellas regiones desprovistas de unaestructura adecuada para soportar lasacciones sísmicas. Es decir, que recurrien-do únicamente a la predicción no se lo-graría disminuir satisfactoriamente elriesgo sísmico, debido al alto grado devulnerabilidad que poseerían las cons-trucciones.

Es por eso necesario adoptar medi-das preventivas, tendientes a proteger dela acción sísmica tanto la vida humanacomo todo lo que el hombre construye.Así, el ambiente creado por el hombredebe poseer un diseño adecuado, tantoen las edificaciones como en la urba-nización, así como una construcción se-gura. Esto se logrará únicamente median-te la aplicación efectiva de normas paraconstrucciones sismorresistentes, deacuerdo con los estudios regionales deamenaza sísmica y a estudios locales demicrozonificación sísmica.

Considerando estos paradigmas,científicos e ingenieros buscan activa-mente la manera de comprender y miti-gar las consecuencias de los terremotos:los científicos focalizan sus estudios enel entendimiento de la fuente y de lanaturaleza de los grandes movimientos,definiendo la peligrosidad en áreas ur-banas; los ingenieros trabajan en la de-terminación de los mejores medios paramitigar los daños mediante el diseño deestructuras adecuadas; los economistasy analistas políticos establecen los mar-cos de referencia para evaluar la rela-ción costo-beneficio de implementarmedidas de mitigación.



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Las investigaciones realizadas para al-canzar una mejor comprensión y controlde la actividad sísmica, incluyen:• Monitoreo sísmico mediante redes de

sismógrafos, que proveen informaciónsobre terremotos y otras perturbacio-nes sísmicas

• Estudios de flujo de calor, estrés y pre-sión de fluidos en perforaciones en zo-nas de falla en profundidades sismo-génicas, con el fin de generar mode-los del ciclo sísmico.

• Medida de la deformación de la super-ficie de la Tierra debida al movimien-to de las placas tectónicas

• Estudio de fallas activas

El asesoramiento del peligro sísmicodesde una perspectiva geológica, se basaen el conocimiento del registro paleosís-mico de fallas consideradas sismogénicas,es decir vinculadas con la generación desismos, para intentar predecir su compor-tamiento futuro. Se considera que una fa-lla que ha tenido desplazamientos recien-tes (cuaternarios en términos generales),puede volver a experimentar nuevas de-formaciones superficiales. Este tipo de fa-llas se conoce como «falla activa» y son elpunto de partida para obtener informaciónsobre la localización, recurrencia y tama-ño o magnitud de los terremotos que ocu-rrieron en el pasado en una determinadazona de deformación o estructura.

Los catálogos de sismicidad históricae instrumental proveen información so-bre la ubicación, magnitud e intensidadde los terremotos. Sin embargo, la iden-tificación de deformaciones generadaspor sismos y preservadas en la estratigra-fía cuaternaria, es la única forma de re-conocer episodios anteriores al registrohistórico. Estos estudios constituyen elcampo de la paleosismología y la incorpo-ración de esta información en el análisisdel peligro sísmico es muchas veces de-terminante para robustecer sus alcances.

Los terremotos importantes (magni-tud superior a 6,5) que ocurren a pro-fundidades menores de 30 km casi siem-pre producen deformaciones en la su-perficie terrestre y son los que consti-tuyen las mayores amenazas para la so-ciedad. Los rasgos morfológicos resultan-tes de muchos terremotos históricos eincluso prehistóricos han sido tradicio-nalmente descriptos y analizados. Pero,hasta antes del último cuarto de siglo,poco se conocía respecto al registro es-tratigráfico asociado a las rupturas su-perficiales. Desde el punto de vistageológico, es necesario conocer la lo-calización y características de las fuen-tes sismogénicas potenciales (fallas y plie-gues con actividad reciente), debido alos efectos primarios y secundarios quepueden asociarse a las mismas en opor-tunidad de un sismo.

Entre los efectos primarios, se desta-can las rupturas y deformaciones del te-rreno que generalmente se concentran enlas inmediaciones de un epicentro sísmi-co y que por el sacudimiento pueden com-prometer severamente las estructuras lo-calizadas en las inmediaciones.

Los efectos secundarios se refieren alos fenómenos eventualmente inducidospor un sismo, tales como, inestabilidadde laderas, licuefacción, efectos topo-gráficos y amplificaciones sísmicas.

Es claro que los terremotos son un fe-nómeno complejo, cada uno posee carac-terísticas propias dependiendo de su ubi-cación, condiciones del suelo, tipo de fa-llas geológicas con las que se asocia ymagnitud. El monitoreo sísmico es clave,en este contexto, para comprender lapeligrosidad sísmica y para el desarrollode estrategias adecuadas de manejo delriesgo.

La comprensión de la naturaleza dela peligrosidad sísmica se basa entonces,en el conocimiento de terremotos pasa-dos así como, en el registro continuo dela sismicidad actual. Los sistemas de mo-nitoreo proveen las bases para una me-jor caracterización de la sismicidad, per-mitiendo establecer modelos para el di-seño de normativas de construcción.

La estimación de los daños que pue-den producirse y de las consecuencias

PELIGROSIDAD SISMICA: Define laprobabilidad de que haya un movi-miento fuerte, de cierta intensidad,en un lugar y dentro de un periodode tiempo especificado.



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socioeconómicas a partir de un terre-moto se basa en modelos de estimaciónde pérdidas, que combinan peligrosidadsísmica y modelos de vulnerabilidad coninventarios de las construcciones de lasáreas analizadas.

Complementariamente, la poblacióndebe tomar conciencia de que la pre-vención sísmica es responsabilidad de to-dos, motivo por el cual y, con el propó-sito de reducir su riesgo, debe prepa-rarse para actuar ante un sismo, median-te planes de emergencia sísmica quecontengan la información básica nece-saria para que cada persona sepa cuales la mejor manera de actuar durante ydespués de un terremoto.

2.8. Ejemplos

a. La sismicidad en VenezuelaEl norte de Venezuela comprende el

límite entre las placas del Caribe y Amé-rica del Sur, definido por los sistemas mon-tañosos de los Andes Venezolanos, la Cor-dillera Central y la Cordillera Oriental,conocido como sistema de fallas Oca-An-cón-Boconó-San Sebastián-El Pilar.

Históricamente, este sistema de fa-llas ha sido el causante de los sismos máscatastróficos que ocurrieron en territoriode este país, como los de los años 1812,1900, 1967 y 1997.

El mayor terremoto (magnitud 8) re-gistrado en Venezuela, sucedió el 26 deMarzo de 1812. Este evento destruyó lasciudades más importantes situadas a lo

largo de la Zona de Fallas de Boconó, des-de Mérida hasta Caracas, cubriendo unadistancia de aproximadamente 600 km.Alrededor de 26.000 personas murieron,lo que representaba por entonces, entreel 5% y el 10% de la población total delpaís. La concentración de los daños a lolargo de un corredor paralelo al eje delos Andes Venezolanos y su prolongaciónpor la costa del Caribe, claramente su-giere que este terremoto ocurrió en unsegmento de la zona de fallas de Boconó.

El terremoto de Cariaco, 1997El terremoto de Cariaco se relaciona

con un sismo de magnitud 6,8. Los dañosse concentraron en la población deCariaco, ubicada en la zona occidental dela Cuenca de Cariaco, afectando tambiénlos territorios de Casanay, donde se pro-dujeron daños menores.

La falla de El Pilar se ubica paralela-mente al borde sur de la fosa y pasa porlas poblaciones Cariaco y Casanay. Estu-dios geológicos realizados en estas po-blaciones, condujeron a identificar sedi-mentos cuaternarios de 1 km de espesorcaracterizados por permitir que las on-das sísmicas se transmitan con velocida-des entre 1,9 y 2,1 km por segundo y unbasamento en el que las ondas se despla-zan a más de 4 km por segundo, en elárea de la población de Cariaco.

Se considera que, durante el even-to sísmico de Cariaco, el mayor espesorde los sedimentos cuaternarios satura-dos de agua y sin consolidar, junto con

Foto 40. Liceo Reinaldo Martínez C. Daño parcial,35 victimas fallecidas.

Foto 41. Escuela de Pedagogía. Daño casi total, 33victimas fallecidas.



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la alta vulnerabilidad física represen-tada por la baja calidad de materialessismorresistentes de las obras de infra-estructura, originaron las zonas de ma-yores daños materiales y pérdidas de vi-das humanas.

Cuantificando el número de daños sereportaron 81 personas muertas, 522 he-ridos y 3.000 personas damnificadas, ade-más de cuantiosos daños de infra-estructuras (figuras 40 y 41). Los efectosdel sismo se extendieron hasta la ciudadde Maracaibo al occidente de Venezuela,además de Trinidad y Tobago hacia eloriente.

b. La sismicidad en ColombiaLa sismicidad de Colombia tiene dis-

tintos orígenes según su ocurrencia;sismicidad asociada a la zona de subduc-ción a lo largo del Océano Pacifico, even-tos desde superficiales hasta profundos;sismicidad de carácter profundo e inter-medio atribuido a una posible zona desubducción antigua, con sismicidad noto-ria desde los departamentos de Boyacáhasta Norte de Santander.

Gran parte de la sismicidad superfi-cial es producto del proceso de deforma-ción actual de la corteza, enmarcadageográficamente dentro de la ZonaAndina, contigua a los principales siste-mas de fallas que controlan los piede-montes cordilleranos.

También es notable la sismicidad alnoroccidente del país (Chocó y límite con

Panamá), donde se observa una sismici-dad importante cerca de la zona deMurindó, con la presencia de fallas ca-talogadas como activas.

La sismicidad al norte de Colombiaaparece muy difusa, dada la baja tasa deconvergencia entre la Placa Caribe y laPlaca Sudamericana donde la deformaciónno ha alcanzado un estado alto como paragenerar dicha actividad sísmica.

La sismicidad del cratón es baja,pero no inexistente. Se han presentadosismos importantes, pero con un perio-do de recurrencia muy largo, tal comoel sismo de Puerto Rondón en 1993, cuyamagnitud fue 5,9.

El terremoto del Eje Cafetero, 1999El 25 de enero de 1999 a las 13:19

(hora local) ocurrió un terremoto de mag-nitud 6,2 que afectó la zona centro-occi-dental de Colombia. El epicentro del sis-mo fue localizado entre los municipios deCórdoba y Barcelona (Quindío) con unaprofundidad aproximada de 10 km. Laréplica mayor alcanzó una magnitud de5,8 y tuvo lugar a las 17:40 (hora local).Las réplicas tuvieron una concentraciónmayor en las horas siguientes al sismo,dispersándose luego en el tiempo. En loscinco meses posteriores al evento prin-cipal la Red Sismológica Nacional de Co-lombia registró alrededor de 300 répli-cas, distribuidas en un área de 120 km2

Figura 42. Vista aérea de la destrucción originadapor el terremoto del 25 de enero de 1999.

PIEDEMONTE: Terreno de pendientesuave situado al pie de una cadenamontañosa formado por materialesoriginados por erosión.

CRATÓN: Masa continental llega-da a tal estado de rigidez en unlejano pasado geológico que, des-de entonces, no ha sufridofragmentaciones o deformaciones,al no haber sido afectada por losmovimientos orogénicos. Por talmotivo, los cratones tienden a serllanos o a presentar relieves bajoscon formas redondeadas. Estánconstituidos por rocas muy anti-guas proterozoicas.



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RÉPLICA: Sismo que ocurre despuésde un terremoto, generado por unreajuste de los esfuerzos actuantesen las rocas alrededor de la zonadonde se generó el mencionadoterremoto. Si bien es menos violen-to, puede ocasionar derrumbes enlas construcciones dañadas por elterremoto principal.

(aproximadamente 15 km de largo en di-rección N-S, por 8 km de ancho en di-rección E-O). La zona ocupada por el sis-mo principal y las réplicas coincide conla zona entre las fallas Silvia–Pijao, Pijao yCórdoba.

En la ciudad de Armenia y en buenaparte de los municipios quindianos, elefecto del sismo se vio agravado por con-diciones locales, como el tipo y el espe-sor de los suelos. Debido a esto y al ori-gen cercano y superficial del evento, seafectaron más seriamente las construc-ciones bajas, causando enormes daños enla arquitectura tradicional.

El terremoto causó graves problemasen la ciudad de Armenia (270.000 habi-tantes), capital del Departamento deQuindío; en la ciudad de Pereira (380.000habitantes), capital del Departamento deRisaralda, en las ciudades de Manizales,Cali y en numerosas poblaciones de la zonacafetera. Las pérdidas económicas ascen-dieron a un 4% del PIB; 1.230 personasperdieron la vida y se atendieron 5.300heridos en los hospitales, el número deafectados se calcula en 200.000 (perdie-ron vivienda y espacios de trabajo), conun número de daños aproximadamente

sobre 50.000 edificaciones en la zona ca-fetera.

Los daños se concentraron en edifi-caciones antiguas, de mampostería noreforzada ni confinada con elementos deconcreto reforzado y en edificios diseña-dos y construidos antes de la expedicióndel primer código nacional de construc-ciones sismorresistentes (figuras 42 y 43).Asimismo, el terremoto causó un númerosignificativo de deslizamientos en las víasque conectan a Armenia con el resto delpaís.

c. La sismicidad en EcuadorEcuador está continuamente expues-

to a sufrir sismos y terremotos de granmagnitud, es así que en los últimos 80 añosalgunos grandes terremotos han ocurri-do en la zona de subducción del Ecua-dor, siendo varios los mecanismos de rup-tura. Estos terremotos, en algunos casosse relacionan con episodios de intraplaca

Figura 43. Destrucción de viviendas por el terremo-to del 25 de enero de 1999.

SISMO DE INTRAPLACA: Su origen se da dentro de las placas tectónicas, en las deno-minadas fallas locales. Se caracteriza por tener magnitudes pequeñas o modera-das y porque su hipocentro es más superficial (inferior a 20km).

SISMO DE INTERPLACA: Si el sismo ocurre por movimiento de placas o interacciónen las zonas de contacto de las placas tectónicas, se le denomina Sismo deInterplaca. Suele producirse en zonas donde la concentración de fuerzas generadaspor los límites de las placas tectónicas da lugar a movimientos de reajuste en elinterior y en la superficie de la Tierra. Su influencia puede alcanzar desde pequeñashasta grandes regiones, pero su hipocentro suele encontrarse localizado a profundi-dades mayores de 20 km, a veces de hasta 70 kilómetros. Se caracteriza por teneruna alta magnitud (mayor que 7), y una gran liberación de energía.



44

Figura 44. Destrucción total de las viviendas en laciudad de Pelileo afectada por el

terremoto de 1949.

Figura 45. Situación de la ciudad de Ambato afec-tada por el terremoto de 1949.

de poca profundidad que ocurren en losAndes, distantes de la zona activa de sub-ducción. Los terremotos crean serios pro-blemas socioeconómicos para el país yprovocan cientos de riesgos geológicosasociados.

El terremoto de Pelileo, 1949El 5 de agosto de 1949 ocurrió, en

territorio ecuatoriano, uno de los terre-motos más grandes que asoló, principal-mente, la provincia del Tungurahua, ade-más de amplias zonas de las vecinas pro-vincias de Cotopaxi, Chimborazo y Bolí-var.

El área macrosísmica se localizó den-tro de los siguientes límites: Píllaro porel norte, Guano por el sur, Baños por eleste y el Igualata por el oeste. Con inten-sidad decreciente afectó a las provinciasnombradas y sus ondas fueron sentidashasta el sur de Colombia y el norte del

Perú.El impacto de la catástrofe, en lo so-

cial y económico, fue incalculable, tantopara el Estado como para una gran canti-dad de familias que habitaban la zona enreferencia, que es una de las más ricas yproductivas de la región central del ValleInterandino (figuras 44 y 45). Junto conla destrucción, el terremoto se llevó unacantidad indeterminada de vidas, que enaquella época se estimó en aproximada-mente 6.000 personas.

A este terremoto se le dio el nombrede Pelileo, ya que aquel floreciente y la-borioso cantón de Tungurahua práctica-mente desapareció quedando de todas susedificaciones únicamente, un amasijo in-forme de escombros, sin el menor vesti-gio de lo que fue una plaza o una calle,razón por la cual, fue reconstruido en unlugar cercano al original y se lo conocecon el nombre de Pelileo Nuevo, aunquecon el pasar de los años, hubo quienesretornaron a su querencia e iniciaron elresurgimiento de la antigua población, ala que en la actualidad se llama PelileoViejo.

El sismo fue registrado prácticamen-te en todo el mundo, a pesar del relativodesarrollo de los instrumentos, en cuantoa su sensibilidad. La magnitud del terre-moto de Pelileo fue inicialmente calcula-da por las siguientes agencias internacio-nales: 7,0 (Pasadena y Tucson) y 6,75(Estrasburgo).

d. La sismicidad en PerúPerú, por su ubicación geográfica, es

uno de los países de América Latina quees amenazado de manera continua con laocurrencia de terremotos de diversas mag-nitudes. En general, estos terremotos sonmás frecuentes en su borde occidental enrazón de que tienen su origen en el pro-ceso de subducción.

De acuerdo con la distribución espa-cial de los grandes terremotos (magnitudmayor que 7) que se producen en estafuente, la región central del Perú resultaser la de mayor peligro en razón de queocurren un mayor número de terremo-tos que no muestran un patrón tempo-ral. Por ejemplo, en los últimos 70 años(1940, 1942, 1966, 1970, 1974, 1996) se han



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producido hasta seis terremotos que oca-sionaron destrucción y daños en depar-tamentos como Ancash, Lima e Ica. En laregión sur de Perú, los terremotos de 1868y 2001 con magnitudes mayores que 8, seconstituyen como los más grandes y su-gieren periodos de retorno del orden de110±30 años. Ambos terremotos produje-ron destrucción en los departamentos deArequipa, Moquegua, Tacna y Arica eIquique en Chile. Contrariamente, en laregión norte parece no haber amenazasísmica debido a que no existe informa-ción histórica e instrumental sobre la ocu-rrencia de grandes terremotos, pero laexplicación es que estos deberían pro-ducirse con posibles periodos de recu-rrencia superiores a los 500 años y qui-zás, con magnitudes superiores a 9.

El terremoto de la Región Sur, 2001El día sábado 23 de junio de 2001, a

las 15:33 (hora local), un terremoto demagnitud 6,9 en la escala de Richter afec-tó a los departamentos de Arequipa,Ayacucho, Moquegua y Tacna; además delas ciudades de Arica e Iquique en Chile yLa Paz en Bolivia. El epicentro del terre-moto fue localizado a 82 km al noroestedel departamento de Arequipa y cerca dela línea de costa. Este terremoto tuvo ca-racterísticas importantes entre las que sepueden mencionar: su gran duración de-bido a la complejidad de su registro queinicialmente podría evidenciar un proce-so de ruptura muy heterogéneo; el modode propagación de la energía que produ-jo la ondulación de la superficie y la ge-neración de un tsunami de carácter neta-mente local. Este terremoto, de caráctersuperficial, dio lugar en las primeras 24horas a un total de 134 réplicas de mag-nitud superior o igual a 3, todas localiza-das al sureste del epicentro del terre-moto principal y sugiriendo la propaga-ción de la ruptura en esa dirección.

El terremoto ocurrió a una distan-cia de 70 km aproximadamente al sures-te del acaecido el 12 de noviembre de1996 (Terremoto de Nazca) y, al igual queéste, tuvo su origen en el proceso decolisión y fricción de placas. En la re-gión sur de Perú son notables los terre-motos ocurridos en 1868 (magnitud 8,6)

y 1913 (magnitud 7,7).En general, las localidades más afec-

tadas por el terremoto del 23 de juniofueron las de Ocoña, Camaná, Mollendo,Arequipa, Moquegua y Tacna. Asimismo,se produjeron daños materiales de impor-tancia en casi todas las localidades distri-buidas cerca de la costa, desde Nazca enPerú hasta Iquique en Chile y hacia el in-terior del continente, hasta La Paz, enBolivia. De acuerdo con la información ob-tenida sobre los daños materiales, huma-nos y otros efectos, la intensidad máximase estimó en VII–VIII en la escala deMercalli Modificada en las localidades deOcoña, Camaná y Mollendo; de VII en lasciudades de Arequipa, Moquegua y Tacna,siendo en estas últimas donde se produjoel mayor rango de destrucción y muerte.

Según informes de Defensa Civil y delos medios de comunicación, en las prime-ras 48 horas de ocurrido el terremoto secontabilizó un total de 35 personas muer-tas. Es importante resaltar que la mayorparte de las viviendas afectadas estabanconstruidas de adobe y quincha (figura 46)a excepción de la ciudad de Arequipa, endonde las viviendas de material noble su-frieron también daños importantes.

El terremoto de Arequipa produjoen la ciudad de Arica intensidades, enla escala de Mercalli Modificada, del

Figura 46. Destrucción de viviendas en Tacna.

QUINCHA: Sistema de cerramientoconstructivo antisísmico compuestopor una especie de telar de maderay cañas recubierto con barro.



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orden de VII, en Iquique de VI y enCalama de IV–V.

Entre los efectos secundarios gene-rados por el terremoto del 23 de juniose destacan deslizamientos, derrumbesde tierra y piedras sobre la Panamerica-na Sur y en algunas vías de penetracióna las zonas andinas, entre las localidadesde Ocoña y Camaná. Ocurrieron también,fenómenos de licuación de suelos en laslocalidades de Yauca, Ocoña, Camaná,Tambo, Locumba y en la franja costeraentre Mejía y Punta de Bombón. En laPanamericana Sur, entre Ático y Pesca-dores, a la altura del km 727, así comoen Ilo (Moquegua) y la Yarada (Tacna) seprodujeron agrietamientos en el suelo.

Otro efecto importante fue el tsuna-mi, de carácter netamente local, queocurrió 15 minutos después de ocurridoel terremoto de Arequipa. Las localida-des más afectadas fueron Camaná, Ocoña,Quilca y Matarani. En Camaná, las olas al-canzaron alturas de hasta 7 m llegando aingresar por el valle hasta 1,5 km de dis-tancia causando muerte y destrucción,al igual que en el circuito de playas.

Pobladores cercanos a los volcanesMisti y Sara Sara informaron que estosincrementaron su actividad fumarólica,con emisión de gases y vapores.

El sismo produjo 219.420 damnifica-dos, 82 víctimas fatales, 66 desapareci-dos, 2.812 heridos, 37.576 viviendas afec-tadas y 22.052 viviendas destruidas. Eltsunami asociado causó, por su parte, 25

muertes, 60 desaparecidos y la destruc-ción de más de 2.000 viviendas. El costopara la reconstrucción fue estimado en500 millones de dólares.

e. La sismicidad en BoliviaLa sismicidad en Bolivia está relacio-

nada al proceso de subducción que laPlaca Nazca experimenta en su avancehacia el continente sudamericano. Losfocos sísmicos por debajo del altiplanose encuentran entre los 70 y 300 km deprofundidad (sismos de profundidad in-termedia), focos sísmicos muy profundosse originan en el extremo de la placa quese hunde a más de 300 km de profundi-dad, por debajo del sur del departamen-to de Santa Cruz y norte de la Argentina.Un caso inusual se presentó en ocasióndel gran terremoto profundo ocurrido aunos 300 km al norte de La Paz, a las 20:00horas del 8 de junio de 1994 cuando, de-bido a la gran magnitud del sismo, éstefue sentido en casi todo el territorio na-cional. Se trató de un sismo con foco a laprofundidad de 636 km que alcanzó in-tensidad V en la zona epicentral y que sesintió incluso en Canadá y en las antípo-das (Manila, Bangkok y Hong Kong).

El terremoto de Aiquile-Totora, 1998Las poblaciones de Aiquile, Totora y

Mizque se localizan a una altura de 2.250m s.n.m., 217 km al sudeste de la Ciudadde Cochabamba, en la Provincia Campero.

Tectónicamente, la región de Aiquile-Mizque se encuentra emplazada en unazona de triple fractura o «zona de inte-racción de placas intracontinentales», quees considerada una de las regiones demayor actividad sismotectónica en Boli-via y cuya cronología de eventossismológicos detectados se remonta al si-glo XVI.

Históricamente, Bolivia no era un paísconsiderado de alto riesgo de terremo-tos. Sin embargo, se registraron movimien-tos el 25 de octubre de 1925, el 1º de sep-tiembre de 1958 y el 22 de febrero de 1976,con intensidades superiores a V en la po-blación de Aiquile, que causaron el colap-so y rajaduras de construcciones antiguas.La estadística demuestra que las poblacio-nes de Aiquile y Totora se encuentran enFigura 47. Casas destruidas en Aiquile.



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una zona de alto riesgo sísmico.El último terremoto de consecuen-

cias desastrosas ocurrió el viernes 22 demayo de 1998 a las 0:15 hora local, conuna magnitud 6,8 según escala deRichter. Posteriormente, a la 01:45 ho-ras se produjo otra réplica con la mismaintensidad. El Observatorio San Calixtoubicó el epicentro a 18º latitud sur y 65ºlongitud oeste y a 35 km de profundidady según informó, se registraron más de2.600 réplicas, después del evento prin-cipal.

Las propiedades físico–mecánicas delsuelo y roca, la topografía y la profundi-dad del nivel freático, contribuyen al in-cremento de la amplitud de las ondas sís-micas. Temblores intensos del suelo ori-ginaron daños severos a la población deAiquile y sus alrededores.

La población de Aiquile sufrió daños,especialmente cerca del río Aiquile,mientras que las viviendas alejadas de ély situadas en zonas altas registraron in-convenientes menores. Por otra parte,en la población de Totora las viviendasse mantuvieron en pie, sólo sufrierondeformaciones y un sinnúmero de frac-turas de dimensiones variables.

El terremoto dejó un saldo de más de100 muertos, destrucción de construccio-nes (figura 47) y servicios de los pobladosprincipales y de otras comunidades me-nores de la zona. Las familias afectadaspor el terremoto se elevaron a 1.300 enlas poblaciones de Aiquile y Totora.

f. La sismicidad en ChileLa sismicidad en Chile, como en gran

parte de la costa del Pacífico, ocurre prin-cipalmente asociada a la zona de subduc-ción. En ese sector han ocurrido los sismoshistóricos más devastadores entre los des-tacan los de los años 1575, 1730, 1939 y1960.

El terremoto de Valdivia, 1960El sismo de 1960 es el mayor evento

instrumentalmente observado en el mun-do (magnitud Mw: 9,5). La zona de ruptu-ra en el fondo oceánico se estimó enaproximadamente 1.000 km y los efectosfueron de escala mundial. Por ejemplo,algunos autores describieron la variación

del eje de rotación terrestre causadopor el terremoto y otros reportaron losdevastadores efectos de los tsunamis enla cuenca del Pacífico.

La secuencia de sismos empezó el día21 de mayo (10:03 GMT) con un eventolocalizado en el extremo norte de la zonade ruptura para continuar el día 22 de mayo(19:11 GMT) con un nuevo evento localiza-do 140 km al suroeste del anterior.

Los efectos sobre el continente fue-ron significativos, registrándose un levan-tamiento cosísmico de zonas costeras dehasta 5,7 m y una subsidencia de hasta2,7 m en otros sectores. En los depósitosde relleno cuaternario se observó ema-nación espontánea de agua subterránea,grandes grietas en el terreno y volcanesde barro. Deslizamientos y caída de rocasocurrieron sobre los macizos rocosos, es-pecialmente a lo largo de la Zona de Fa-lla Liquiñe-Ofqui, casi 200 km al interiordel continente. Un hecho curioso es que,38 horas después del gran terremoto, enel Cordón Caulle, ocurrió una erupción delava riodacítica.

La zona afectada por este sismo abar-có un área que se extiende entre las ciu-dades de Talca y Castro, donde produjoseveros daños en las viviendas (figura 48).Los efectos mayores se registraron en lasáreas costeras donde el sismo fue segui-do de un violento tsunami. Las víctimasfatales superaron las 2.000 personas y losdaños totales alcanzaron cerca de 550millones de dólares. Las ciudades cerca-nas al epicentro resultaron con daños dehasta un 40% de su infraestructura. Lareconstrucción tardó años y algunas in-dustrias y actividades económicas nun-ca se recuperaron.

VOLCÁN DE BARRO: Cono de barroy arcilla con forma de volcán yaltura por lo general inferior a 2 m,que se origina por la emisión deagua caliente y sedimentos finosmezclados que fluyen a partir de unconducto en la tierra, por efectosde terremotos en áreas con licue-facción. Por lo general, los volcanesde barro están alineados segúnfracturas del terreno.



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g. La sismicidad en la ArgentinaLa mayor actividad sísmica en la Ar-

gentina se concentra en la región cen-tro-oeste y noroeste del país. Si bien laregión noroeste ha soportado terremo-tos destructivos en los últimos 400 años,éstos no han afectado mayormente a laszonas más densamente pobladas y, en con-secuencia, no se le ha dado al problemasísmico la importancia que realmente tie-ne en función del elevado nivel de peli-gro sísmico potencial. El terremoto del25 de agosto de 1948, con epicentro enla zona este de la provincia de Salta, queprodujo pocas víctimas, fue quizás el demayor trascendencia de la región por losdaños que ocasionó en varias poblacio-nes de esa provincia y en la de Jujuy.

En la zona centro-oeste del país losterremotos se han constituido en verda-deros desastres regionales. El terremotodel 20 de marzo de 1861 marcaó el iniciode una serie de eventos sísmicos que afec-taron a las provincias de San Juan y Men-doza. Este terremoto puede considerarseuno de los más desastrosos del siglo pasa-do en todo el mundo. Según informes dela época, destruyó totalmente a la ciudadde Mendoza, dejando un saldo de muer-tos equivalente a la tercera parte de lapoblación. Por otra parte, el terremotodel 15 de enero de 1944 que asoló la ciu-dad de San Juan, representa la mayor ca-tástrofe de toda la historia argentina.

El sur argentino, por debajo de los35° de latitud sur, ha sufrido, en muchoscasos, las consecuencias de los grandesterremotos chilenos que alcanzaron a pro-ducir daños de menor cuantía en las po-blaciones limítrofes, siendo reducida lacantidad de sismos con epicentro en te-rritorio argentino.

El terremoto de San Juan, 1944El terremoto del 15 de enero de 1944,

conocido como Terremoto de San Juan,fue el que ocasionó mayor cantidad devíctimas fatales en la Argentina y produ-jo la destrucción de casi la totalidad dela ciudad (figura 49 y 50). En su momen-to, la urbe pudo ser reconstruida conun sistema sismorresistente; sin embar-go, no todos los ciudadanos accedierona este tipo de viviendas y aún hoy, exis-te un porcentaje relativamente alto ex-puesto al riesgo sísmico de la zona.

Fue uno de los cuatro grandes terre-motos corticales (profundidad focal de 11km.) acaecidos en la región en los últi-mos 111 años. Su epicentro se ubicó aunos 20 km al norte de la ciudad de SanJuan, en las proximidades de la locali-dad La Laja, departamento de Albardón.Alcanzó una magnitud de 7,8 en la esca-la Richter y dejó evidencias superficia-les de su ocurrencia como los desplaza-mientos verticales que sufrió la fallageológica de La Laja, que promediaron

Figura 48. Daños en viviendas de Valdivia.



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Figura 50. Daños de casas de la ciudad deSan Juan por efectos del terremoto de 1944.

40 cm. en una longitud de aproximada-mente 10 km. El ejemplo más notable seobservó en el camino que conduce a lo-calidad de La Laja, que quedó cortadopor el escalón que se formó como con-secuencia de este movimiento vertical.Además se registraron fenómenos de li-cuefacción y agrietamiento en Albardóny de remoción en masa en el camino queunía las localidades Zonda y Calingasta.

El área de mayor destrucción se lo-calizó en la ciudad de San Juan, especial-mente en el sector norte (Concepción) yen los departamentos de Albardón, Angaco,Ullum, Chimbas, San Martín y Caucete. Esimportante destacar, que en toda el áreaafectada predominaban construcciones deadobe o de ladrillo cerámico macizo, ge-neralmente de mucha antigüedad y, lógi-camente, sin ningún tipo de refuerzo paraprevenir los efectos de los terremotos.

Por las contradictorias informacionesque aparecen en los documentos de laépoca, es difícil estimar el número totalde muertos que se produjeron como con-secuencia de este terremoto. Sin embar-go, el 19 de enero de 1944 fueron inci-nerados 3.000 cadáveres, para evitar epi-demias debido a lo avanzado del verano.Se puede inferir que el número total demuertos superó ampliamente los 5.000 ypuede haber estado próximo a los 10.000,como lo han estimado los sobrevivientesde aquella catástrofe. Las pérdidas eco-

nómicas también fueron importantes, uninforme preparado por la Secretaria deObras Públicas, pocos días después deocurrida la catástrofe, indicaba un totalde 100 millones de dólares en daños ma-teriales y pérdidas en el comercio y la in-dustria.

Por otra parte, la presencia de un des-plazamiento en superficie de la falla deLa Laja constituyó una clara evidencia dela poca profundidad del foco de este te-rremoto, lo que fue ratificado por la grancantidad de replicas que siguieron al sis-mo principal, algunas de ellas de tal mag-nitud, que produjeron nuevos daños o ter-minaron de derrumbar las construcciones.

Figura 49. Daños en edificios de la ciudad de San Juan por efectos del terremoto de 1944.



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3. TSUNAMIS EN LAS COSTAS DELOCÉANO PACÍFICO Y DEL MARCARIBE

3.1. Qué es un tsunami

Un tsunami (palabra japonesa queliteralmente significa ‘gran ola en elpuerto’) es una serie de ondas de ma-rea que se generan en el mar y quepueden desplazarse a grandes distanciascon velocidades de hasta 900 km porhora (figura 51).

Los tsunamis son producidos porperturbaciones asociadas, principalmen-te, con sismos que ocurren bajo el fon-do oceánico pero también, pueden sercausados por erupciones volcánicas oderrumbes submarinos. Se ha calculadoque el 75% de los tsunamis se genera-ron en relación con terremotos, el 8%con movimientos en masa, el 5% con ac-tividad volcánica, el 2% con fenómenosmeteorológicos y el 10% por causas aúndesconocidas.

Ciertamente, no todos los sismos ge-neran tsunamis. Para que esto ocurra,la falla o dislocación cortical donde ocu-

rre el sismo debe estar bajo el océano ysu desplazamiento debe tener un com-ponente vertical sobre una superficieextensa de varios kilómetros. Por estarazón, los sismos de foco superficial a lolargo de zonas de subducción son los res-ponsables de la mayor parte de lostsunamis destructores.

Forman parte del mecanismo de ge-neración de tsunamis: la cantidad de mo-vimiento vertical del piso oceánico, elárea sobre la cual ocurre y la eficienciacon la que la energía es transferida desdela corteza terrestre al agua oceánica.

La magnitud del sismo generador, sudistancia a la costa y la topografía de éstadeterminarán las características deltsunami y su potencial destructivo. La to-pografía submarina mar afuera y especial-mente aquella de las zonas costeras pue-de determinar el tamaño e impacto de lasondas de tsunami y su variabilidad a lo lar-go de la zona afectada. La presencia dearrecifes, bahías, acantilados, estuarios y,localmente, la pendiente de las playas con-tribuyen a modificar el tsunami a medidaque éste avanza sobre la línea de costa.

Cuando el tsunami alcanza la costa yse desplaza tierra adentro, el nivel del marpuede elevarse varios metros. En casos ex-tremos, el nivel del mar se elevó a más de15 m para tsunamis de origen lejano y so-bre 30 m para los detonados por fuentescercanas. Dependiendo de la topografíalocal, el área inundada puede alcanzarcentenas de metros provocando enormesdaños en las zonas pobladas (figura 52).

Los tsunamis ocurridos en tiemposprehistóricos, denominados paleotsuna-mis, pueden conocerse mediante el estu-dio de los sedimentos en las áreas bajascomo estuarios y bahías abiertas. En esoslugares, una excavación o trinchera ex-pone normalmente, capas de arena quecubren restos de vegetación que puedeninterpretarse como el único vestigio deun paleotsunami. El fechado mediante 14Cde restos orgánicos permite establecer larecurrencia de estos eventos y su alcancesobre las costas.

Actualmente, a partir de datos topo-gráficos de alta resolución y modelos nu-méricos, pueden hacerse pronósticosconfiables sobre las probables alturas de

Figura 51. Mecanismo de formación de tsunamis:generación de una onda de agua a partir de un

sismo submarino.



51

la onda de marea y la eventual área inun-dada por un tsunami utilizando paráme-tros fijos del sismo detonante. Estos mo-delos permiten establecer una zoni-ficación de áreas críticas y tomar las me-didas pertinentes de ordenamiento delterritorio costero así como de emergen-cia frente a un tsunami en curso. Paraeste último caso, las medidas de emer-gencia preestablecidas operan sobre labase de un sistema de alerta global co-nocido como Sistema Internacional deAlarma de Tsunamis del Pacífico.

3.2. Cómo se mide

La magnitud de los efectos de untsunami en áreas costeras, depende deuna serie de factores físicos y de la exis-tencia o no de emplazamientos humanos.Las escalas de intensidad de los tsunamistienen por finalidad medir su poder des-tructor, sus efectos en la costa y los da-ños ocasionados.

Para expresar la magnitud de untsunami, diversos autores han creado es-calas de grados de intensidad. Inamura,en 1949, propuso una escala en funciónde la altura de la ola y de los daños queéstas producen en las áreas costeras.

Por su parte, Iida propuso en 1963,una escala de grados de tsunami, relacio-nando la máxima altura de subida quealcanza en tierra la ola (runup = R), me-dida sobre el nivel medio del mar; y laenergía de los tsunamis correspondien-te a diferentes grados de intensidad.

Posteriormente, Wiegel, en 1970,combinó las escalas propuestas porInamura y Iida, adicionando a la escala

de Inamura la cota máxima de inunda-ción R, definida por Iida (cuadro 1).

La altura de la ola H corresponde ala diferencia de nivel entre cresta y va-lle. Por otra parte, la cota máxima deinundación R, es el lugar de la costa don-de los efectos del tsunami son máximos(figura 53).

Con la escala de grados de tsunamidescrita, se puede identificar y diferen-

Figura 52. Desplazamiento de un tsunami tierraadentro, cuyo alcance depende de la topografía

local.

Cuadro1 . Escala de grados de tsunami según Inamura y Iida, transcrita por Wiegel.

Grado tsunami

m

Altura de la ola

H (metros)

Cota máxima de inundación R

(metros)

Descripción de los daños

0 1 - 2 1 - 1.5 No produce daños.

1 2 - 5 2 - 3 Casas inundadas y botes destruidos son arrastrados.

2 5 - 10 4 - 6 Hombres, barcos y casas son barridos.

3 10 - 20 8 - 12 Daños extendidos a lo largo de 400 km. de la costa.

4 > 30 16 - 24 Daños extendidos sobre más de 500 km. a lo largo de la línea costera.



52

ciar la magnitud de un evento. De estemodo, al señalar que la costa de una de-terminada región ha sido afectada por 10tsunamis en 400 años, se puede precisarque de los diez tsunamis acontecidos sólouno fue de magnitud 2 (m = 2) y nuevefueron de magnitud 0 (m = 0). Además,esta escala permite calificar los tsunamisbasándose en documentos y descripcio-nes históricas que hacen referencia a lamagnitud de los daños y a la cota máxi-ma de inundación.

Los mareógrafos obtienen registros delas ondas y permiten calcular el períodode las ondas en caso de ocurrencia de untsunami (figura 54).

3.3. Qué características tienen enlas costas del Océano Pacífico y delMar Caribe

a. Los tsunamis en el Océano PacíficoSi bien cualquier océano puede ex-

perimentar un tsunami, es más frecuen-

te que ocurran en el Océano Pacífico,cuyas márgenes están limitadas por zo-nas de convergencia de placas litosféri-cas que generan gran cantidad de focossísmicos superficiales y cercanos al bor-de continental, siendo más comúnmen-te asiento de terremotos de magnitudesconsiderables (especialmente a lo largode las costas de Chile, Perú y Japón).Del total de tsunamis registrados en losocéanos del mundo, en el periodo 1900-2000, el 76% ocurrió en el Oceáno Pacífi-co, el 9% en el Océano Atlántico, el 5%en el Océano Índico y el 10% en el MarMediterráneo.

Los tsunamis pueden propagarse portodo el océano y como ejemplo de losocurridos en el Océano Pacífico, está elasociado al terremoto del 22 de mayo de1960 en Valdivia (Chile), que destruyó laspoblaciones de Corral, Ancud, Queule yPuerto Saavedra, se propagó por el Océa-no Pacífico derribando varios moais en laIsla de Pascua y dejando gran devasta-ción en Hawaii y Japón. Este tsunami tam-bién fue percibido en Canadá y Australia.De igual modo, el 4 de noviembre de 1952,un terremoto y tsunami se generaron enla península de Kamchatka, en Siberia yel fenómeno se manifestó en las costaschilenas al día siguiente con mayor inten-sidad en la zona de Talcahuano.

Si se consideran las diversas costas afec-tadas por tsunamis en la cuenca del Océa-no Pacífico, en el periodo 1900-2001, el 15%de ellos afectó a la costa sudamericana.

b. Los tsunamis en el Mar CaribeExisten registros históricos a partir

de 1530 hasta el presente, que indicanun total de 51 tsunamis en las costas delMar Caribe. A éstos deben agregarse otrosmenores, no registrados por la crónica,que afectaron zonas probablemente noFigura 54. Registro de un tsunami.

Figura 53. Cómo se mide un tsunami.



53

pobladas. Diecisiete tsunamis fueron iden-tificados en las costas de Venezuela.

Una característica de los maremo-tos, de los cuales existe evidencia en elCaribe, con una sola excepción, es quehan sido maremotos locales, es decir, quelos efectos de los mismos tuvieron lugarcerca (a pocos minutos) del lugar dondese generaron. La excepción lo constitu-ye el maremoto generado por el terre-moto de Lisboa, capital de Portugal, en1755. El mismo cruzó el Atlántico Norte ysus efectos se sintieron muchas horasmás tarde en el Caribe oriental.

En el Caribe existe el potencial degeneración de tsunamis desencadenadospor terremotos, deslizamientos, explosio-nes submarinas y caída de meteoritos. Dehecho, el llamado cráter de Chicxulub,cuya mayor parte se encuentra justo marafuera en la península de Yucatán, fueproducido por el impacto de un meteori-to hace unos 65 millones de años y debióoriginar un maremoto de gran magnitud.

Cabe mencionar que en el Caribe, losvolcanes existentes no sólo son de pre-ocupación debido a maremotos que pue-den ser producidos por explosiones sub-marinas, sino que también, existe el po-tencial de que el colapso del edificio delvolcán pueda originar una avalancha quellegue al mar y desencadene un tsunami.Este es el caso del volcán Souffrière Hillsen la isla de Montserrat.

3.4. Cuál es el rol de lasgeociencias en el monitoreo detsunamis: Los SistemasInternacionales de Alarma

a. El monitoreo en el Océano PacíficoDebido a que es virtualmente impo-

sible predecir la ocurrencia de un sis-mo, también lo es hacer un pronóstico

sobre la generación de un tsunami. Lainformación aportada por los registroshistóricos y prehistóricos permiten an-ticipar la probabilidad de ocurrencia ylas magnitudes o áreas afectadas portsunamis en una región. Así se sabe quehan habido entre 3-4 tsunamis importan-tes en cada uno de los últimos 5 siglos yal menos otros 5 eventos de gran magni-tud en los pasados 2000 años, gran partede ellos generados en las costas chile-nas.

Como se trata de un fenómeno glo-bal que puede tener efectos remotos, en1965, la Comisión Oceanográfica Intergu-bernamental de UNESCO, estableció elSistema Internacional de Alarma deTsunamis del Pacífico (PTWS) con baseen Hawai que consiste en una red de in-formación mantenida en conjunto por lospaíses del área (figura 55). El sistema demonitoreo opera las 24 horas y está con-formado por una red de estaciones dis-tribuidas en la cuenca del Pacífico quetransmiten continuamente información ala estación central. Al ocurrir un sismoen el Océano Pacífico de magnitud ma-yor que 6,5, el PTWS determina: la ubi-cación de su epicentro, la potencialidadde que genere un tsunami, los posiblestiempos de arribo de éste a localidadescosteras vecinas y emite un boletín deinformación. Las estaciones mareográ-ficas locales confirman la ocurrencia dela onda de tsunami y el PTWS envía unmensaje de alerta indicando las alturasmáximas de olas detectadas y los tiem-pos de arribo estimados a otras localida-des. Esta información se actualiza perió-dicamente con nuevos mensajes de aler-ta a medida que las estaciones registrany envían nuevos datos.

Actualmente integran el Grupo Inter-nacional de Coordinación para el Sistemade Alarma de Tsunami en el Pacífico lossiguientes países: Australia, Canadá, Chi-le, China, Colombia, Costa Rica, Ecuador,Estados Unidos, Federación Rusa, Fiji, Fi-lipinas, Francia, Guatemala, Reino Uni-do, Indonesia, Islas Cook, Japón, México,Nicaragua, Nueva Zelanda, Perú, Repúbli-ca de Corea, República Democrática Po-pular de Corea, Samoa Occidental,Singapur y Tailandia. Algunos de ellos,

MOAI: Término que en lenguarapanui significa «escultura». Sonestatuas de piedra monolíticas dela Isla de Pascua, Chile. Los más de600 moais conocidos están distribui-dos por toda la isla y algunas fue-ron desplazadas por efecto detsunamis.



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poseen su propio sistema de alerta quecomplementa el sistema internacional alcual se integran. Estos sistemas son ali-mentados permanentemente por las re-des de vigilancia sísmica que detectantempranamente los sismos potencialmen-te generadores de tsunamis y desencade-nan el protocolo de alerta.

b. El monitoreo en el Mar CaribeLa necesidad de monitoreo y creación

de un sistema de alerta en el Caribe hadado lugar a análisis por parte de diver-sas agencias gubernamentales, entreellas, la Agencia Estatal para el Manejode Emergencias de Puerto Rico que hasubvencionado estudios relacionadoscon maremotos directamente produci-dos por terremotos y también debido adeslizamientos submarinos.

Asimismo, en Bridgetown, Barbados,se realizó la Primera Sesión del GrupoCoordinador del Sistema de Alerta deTsunamis y Otros Riesgos Costeros delCaribe y regiones adyacentes. La reunión,organizada por la Comisión OceanográficaIntergubernamental (IOC, por sus siglasen inglés) entidad de la Organización delas Naciones Unidas para la Educación, la

Ciencia y la Cultura, mejor conocida comoUNESCO- tuvo como fin principal comen-zar los trabajos para establecer un cen-tro alerta de tsunamis y de peligros en lascostas para todo el Caribe.

El Centro Caribeño de Aviso deTsunami, con funcionamiento en el ámbi-to de la Universidad de Puerto Rico, enMayagüez, preparará un banco de datosque permitirá, junto a la instalación deboyas, predecir a corto plazo las áreasque podrían ser impactadas y la magni-tud de las inundaciones. Se localizaránpara ello, cinco boyas al norte de Vene-zuela, al noreste de República Dominica-na y al noreste de Puerto Rico.

3.5. Ejemplos

a. Los tsunamis en las costas deVenezuela

El primer registro que se tiene en lahistoria sísmica de la región data del 1°de septiembre 1530, cuando un terremo-to de intensidad IX ocurrido en las costasde Venezuela ocsionó un importantetsunami que afectó a la localidad deCumaná, Estado de Sucre. Este evento,que se considera el primero registrado

Figura 55. Estaciones de información del Sistema Internacional de Alarma de Tsunami del Pacífico y lostiempos de propagación de un tsunami desde Honolulu.



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Figura 56. Áreas de la costa venezolana susceptibles de verse afectadas por un tsunamioriginado en las Antillas menores.

en costas americanas, produjo ondas dehasta 7,3 m de altura; en tanto enCumaná y en la isla de Cubagua alcanza-ron 6 metros.

Se ha reportado que esta región fueafectada por terremotos y tsunamis: 1541y 1543 en Cumaná e la isla de Cubagua;1726 en la península de Araya; 1812 condestrucción de construcciones en lacosta cerca de La Guaira; 1868 en IslaMargarita, Juangriego y Río Caribe; 1900en Puerto Tuy, donde se registró una ondade 10 m de altura que destruyó varias ciu-dades; 1916 en Ocumare de la Costa.

El 17 de enero de 1929, un terremo-to destruyó la ciudad de Cumaná queluego fue afectada por un tsunami tam-bién registrado en Manicuare, El Dique,El Salado y Puerto Sucre.

En 1955 un tsunami asociado a un sis-mo afectó la localidad de La Vela con des-trucción de edificios a lo largo de la cos-ta. Finalmente, una onda asociada a unterremoto con epicentro en Panamá des-truyó el muelle de Puerto Cumarebo en1979.

La evaluación de datos de sensoresremotos ha permitido precisar a lo largode la costa de Venezuela las áreas suscep-tibles de verse afectadas por tsunamis ori-ginados en las Antillas menores (figura 56).Se ha calculado, por ejemplo, que las on-

das originadas por una erupción volcánicaen esta región podrían alcanzar un metroen las costas venezolanas. Por otra parte,en el área de Cumaná, entre el norte deSan Luis y El Peñón, existe riesgo elevadohasta 70 m tierra adentro desde la costa.

b. Los tsunamis en las costas deColombia

La costa Pacífica de Colombia está ex-puesta a fuentes de tsunamis próximas,como la zona de subducción Colombo-Ecuatoriana y a fuentes lejanas, relacio-nadas con los contactos de placas en otrasáreas del Océano Pacífico. Las tragediasrelacionadas con tsunamis en esta áreahan estado siempre vinculadas a fuentespróximas. El tsunami más importante delque se tiene registro en el país ocurrióel 31 de enero de 1906 y afectó tanto a lacosta colombiana como a la ecuatoriana.En Tumaco, las olas llegaron a 5 m, entanto en Guapí una ola avanzó con unaaltura que alcanzó los árboles más eleva-dos y dejó sólo tres casas en pie de las400 existentes. En época más reciente,el 12 de diciembre de 1979, un terremo-to de magnitud 8,1 ocurrió 80 km al su-doeste de Tumaco, generando olas de 2,5m que afectaron las costas colombianascausando la muerte de más de 200 perso-nas, la mayoría niños. Durante este sis-



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mo, la costa se hundió 1,6 m, causandoinnumerables inundaciones.

En cuanto a la costa Atlántica de Co-lombia, los catálogos históricos indicanque este fenómeno no es común en la re-gión, siendo la amenaza por tsunami notan significativa como en la costa del Pa-cífico. La ausencia de testimonios de im-pacto de tsunamis en las costas colom-bianas del Caribe puede deberse a quelos tsunamis ocurridos en la región no tu-vieron efecto notable en las poblacionesdebido a la localización de la fuente o, aque las pequeñas olas generadas fueronpercibidas como una manifestación mu-cho más frecuente en la región, denomi-nada «mar de leva» de origen meteoroló-gico. El análisis de las posibles fuentesgeneradoras de tsunamis en esta región,son el cinturón deformado del norte dePanamá y la parte norte de las Antillasmenores, y su evaluación indica que lascostas colombianas no muestran eviden-cias significativas de amenaza; las altu-ras máximas de ola calculadas para epi-sodios en esta región fueron calculadasen 0,38 m en Cartagena y 0,15 m en lasislas San Andrés.

c. Los tsunamis en las costas del EcuadorEn las costas de Ecuador se han origi-

nado al menos cinco tsunamis a partirdel año 1906. La región fronteriza deEcuador-Colombia (costa esmeraldeña) esel lugar donde se ha registrado la mayorcantidad de tsunamis, ocurridos en losaños 1906, 1956 y 1979. Otras regionesen el Ecuador afectadas por tsunamis sonSanta Elena en 1933 y la frontera de Ecua-dor-Perú en 1953. De estas tres zonas, la

de Esmeraldas es donde se produjeronlos sismos más fuertes; el primero de ellosocurrió el 31 de enero de 1906 (Mw 8.8);luego ocurrieron los sismos del 14 de mayode 1942 (Mw >7) y del 19 de enero de1958 (Mw 7,7) y por último el del 12 dediciembre de 1979 (Mw 8,2).

El tsunami de la costa esmeraldeña, 1906El 31 de enero de 1906 a las 15:36

hora local, ocurrió un fuerte sismo en lascoordenadas 1° de latitud norte y 81,5°de longitud oeste, con magnitud Ms 8,6,a una profundidad de 25 km. El epicen-tro del mismo estuvo ubicado frente alas costas de Ecuador—Colombia y fuesentido en una gran área, debido a laamplia extensión de sus efectos y a sumagnitud.

La región sacudida verticalmentecomprendió desde Bahía de Caráquez, alsur, hasta Guaipi y la desembocadura delRío Timbiquí en el norte, es decir, una ex-tensión de por lo menos 450 km; mien-tras que para otros el sismo tuvo una lon-gitud de ruptura de aproximadamente 500km, desde Manta hasta Buenaventura.Hacia el interior del continente indica-ron que en Quito el movimiento fue com-pletamente horizontal, deduciendo comohecho importante que la región más es-tremecida tenía una extensión marcada-mente longitudinal comprendida entreel océano y la Cordillera Occidental deEcuador y Colombia.

No obstante que el tsunami llegó conla marea baja, arrasó con todas las vivien-das asentadas cerca de la playa en la Ba-hía de Tumaco. Se cree que murieronentre 500 a 1.500 personas por su causa.En La Tola, más de 23 viviendas fuerondestruidas. En Esmeraldas el río salió desu cauce inundando las zonas bajas de lapoblación. El tsunami fue observado enBahía de Caráquez donde el mar se elevóde 60 a 100 cm en 20 minutos. Los fon-deaderos desde Manta a Buenaventuraperdieron por lo menos 2 m de profundi-dad; algunos cambios se reportaron en elcanal del río Esmeraldas. El tsunami fueregistrado en otros lugares del Pacífico yalgunos autores indican que fuertes os-cilaciones, tipo seiches, se registraron enlas costas atlánticas de Colombia.

SEICHE: Palabra en alemán proveniente de Suiza que desig-na el oleaje inducido por la vibración del sismo en un lagoo recipientes de agua (como piscinas), y a grandes distan-cias del epicentro, aunque, particularmente, no representaamenaza o destrucción. Históricamente, ha sido un fenó-meno identificado en lagos de Finlandia y Suiza originadosa partir de grandes terremotos en el Atlántico o el Medite-rráneo. La detección de este fenómeno tampoco indicageneración de un maremoto. Es un acontecimiento sobrelíquidos aislados, bastante distantes del radio de percep-ción de la intensidad sísmica Mercalli, en la superficie de latierra.



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Los efectos del sismo-tsunami en elmar se observaron durante períodos quetuvieron diferentes tiempos de duraciónsegún el sitio. En Tumaco hubo cambiosen el comportamiento normal de las ma-reas durante 14 días; en Esmeraldas sepresentó una pleamar cada dos horas; enBahía de Caráquez la pleamar duró hastalas 21:00 horas del día 31 de enero, mien-tras que en Manta no se reportó ningu-na marejada. En cuanto al número deolas que se presentaron, en Tumaco sólose registraron dos olas de las cuales, lasegunda llegó 20 minutos más tarde quela primera, mientras que en Esmeraldasse reportaron seis olas. Debe destacar-se que para la época, pudo haber con-fusión en la identificación de las olasgrandes generadas por el sismo y aque-llas alteraciones en el nivel del mar quepersistieron por algún tiempo a lo largode toda la costa afectada por el evento.

Después del sismo del 31 de enero,se sucedieron algunas réplicas, aunque enpequeño número, que se percibierontodos los días en Tumaco hasta seis se-manas después de la sacudida principal;posteriormente la intensidad fue mer-mando. En Esmeraldas se contaron 25sacudidas hasta el 8 de febrero; luego laactividad fue disminuyendo hasta el 18de marzo en que se sintió una sacudidaintensa y finalmente, la última el 23 demarzo. La estación sismográfica de Qui-to registró actividad sísmica hasta el 1°de abril. De todas las réplicas, la del 2de febrero de aquel año a las 16:55 horalocal, fue la más fuerte y extensa, ase-mejándose al sismo principal.

d. Los tsunamis en las costas del PerúLas costas bajas del Perú siempre

han sido afectadas por grandes terremo-tos acompañados de importantestsunamis, como el terremoto de 1868,que destruyó la faja costera y parte dela sierra de los departamentos de Tacna,Moquegua y Arequipa. Arica fue arrasa-da por un tsunami y el barco de guerranorteamericano Wateree, anclado fren-te a sus costas, fue varado 300 m tierraadentro.

El litoral peruano ha sufrido los efec-tos destructivos de los tsunami en el pa-

sado, destacándose los registrados en losaños: 1589 en Lima, 1644 en Pisco, 1678 y1687 en el Callao, 1705 en la costa surdesde Arequipa hasta Arica, 1716 en Pis-co, 1746 y 1806 en el Callao, 1828 en todala costa peruana, 1868 desde Trujillo has-ta Concepción en Chile, 1877 en Pisco,1878 desde Arequipa hasta Iquique, 1942en Pisco, 1946 en la costa peruana, afec-tando también a las de Chile, Ecuador yColombia, 1952 que, además de las cos-tas de Perú, involucró las de Chile y Ecua-dor, 1960 en el Callao, 1964 en las costasde Perú y Chile, 1974 en las localidadescosteras al norte de Lima y 2001 enCamaná.

El tsunami de Camaná, 2001El sismo de magnitud 8,4 Mw, que ocu-

rrió en el sur de Perú, frente a las costasperuanas, entre las localidades de Ocoñae Ilo, el 23 de junio del 2001, produjouna zona de ruptura cosísmica de aproxi-madamente 100 km de ancho por 200-300 km de largo y ocasionó daños mate-riales en las edificaciones e infraestruc-tura en el sur de Perú, y un gran maremo-to que asestó las costas peruanas, desdeChala hasta el sur de Ilo. Los efectos másseveros del maremoto ocurrieron en lasplayas y Delta de Camaná (figura 57).

Las investigaciones de campo, post te-rremoto, mostraron que los efectos delmaremoto fueron mitigados, en parte, porla barrera marina natural que protege labase del Delta, la desembocadura del ríoy parte de las playas y explanadas dePucchun. La barrera evitó que se formaseuna pared de agua río arriba al impactode las olas del maremoto, y la consiguien-te erosión violenta de terrenos de cultivoal reflujo de agua hacia el mar, como su-cedió en el maremoto de Chimbote en eldelta del río Santa en 1996. Asimismo, labarrera marina evitó que la ciudad deCamaná se inundara. El agua llegó hastael sector La Barranca, a 200 m de la ciu-dad. En cambio, en las zonas donde nohubo barrera marina, el impacto del flu-jo y la fuerza del reflujo produjeron ladestrucción de edificaciones, infraestruc-tura y erosión de terrenos. Estos efectosfueron particularmente evidentes y no-tables en las playas del Balneario de



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Camaná (playas al sur este del delta deCamaná). La máxima distancia de inun-dación que se determinó es de aproxima-damente 2.300 m en el delta de Camaná,a lo largo del eje de los que fueran terre-nos cubiertos por la laguna Tilimaco. Lainundación se produjo río arriba en un tra-mo de unos 1.430 m, de manera lenta. Laaltura máxima de inundación fue de 8,2m s.n.m. en la zona de Jahuay-La Chira.Este resultado es coherente con las esti-maciones internacionales.

La fuerza del flujo y la del reflujo delagua de inundación del maremoto produ-jeron derrumbes de muros de protecciónde viviendas. Algunos muros tuvieron co-lumnas de concreto armado y bloques hue-cos de cemento como material de albañi-lería. Al colapsar los muros, las columnasquedaron orientadas en la dirección del flu-jo del agua, tanto durante la invasión,como en el retiro. Se ha documentado untotal de 7 puntos de la dirección del flujodel agua de inundación y 7 puntos de re-flujo. La dirección promedio del flujo esde N 27° E y N 156°O para el reflujo.

Otra consecuencia importante lapérdida de más de 100 m de playa en elbalneario de Camaná, donde, según lu-gareños, el restaurante «El Panamito» yla zona de las «Chozas» quedaron bajo elmar. Esta observación, el hundimiento de15 cm del mareógrafo de Matarani (re-

portado por el Grupo Internacional deEstudio de Maremotos), y el hundimien-to del punto GPS en la Plaza de Armas deCamaná (84 cm) y el de Ilo (16 cm), con-firman el hundimiento cosísmico de lacosta sur de Perú el 23 de junio del 2001.

e. Los tsunamis en las costas de ChileEn las costas chilenas, sobre las loca-

lidades costeras, se han registrado hasta102 tsunamis históricos de origen cerca-no, de diferente intensidad y efecto. En-tre los más devastadores se cuentan losde 1575, 1730, 1868,1877 y 1960.

El tsunami de las costas de Chile centro-sur, 1960

Este tsunami corresponde a uno delos más destructivos eventos registradosen el planeta en los últimos años y susefectos se sintieron en todo el OcéanoPacífico. Se produjo aproximadamente alas 15:10 horas del 22 de mayo de 1960.Originado por un terremoto de magnitudMw: 9,5 frente a la provincia de Valdivia(39,5ºS), el tsunami generado fue de mag-nitud 4, lo que indica que sus efectos fue-ron devastadores. Las primeras informa-ciones vinieron de la localidad de Lebu yse referían a sucesivas olas de tres a cua-tro metros de altura que estaban produ-ciendo daños en el puerto. Poco despuéscomenzaron a llegar noticias acerca de la

Figura 57. Efectos del tsunami del 23 de junio de 2001: destrucción de casas de veraneo al sur de Camaná,sector La Punta.



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Figura 59. Efectos destructivos del tsunami en Maullín (Chiloé).

presencia de sucesivas ondas marinas deefectos destructivos en las costas de Puer-to Saavedra, Valdivia, Corral, Bahía Man-sa, Puerto Montt y Ancud, entre otras.

No se pudo precisar con exactitudel daño y la cantidad de muertosatribuibles al tsunami a lo largo de lacosta de Chile. Sin embargo, todos lospueblos costeros entre los 36° y 44° delatitud sur fueron destruidos o dañadosfuertemente por la acción de las ondasdel tsunami y el sismo (figura 58 y 59). Lacombinación del tsunami y el terremotoprodujo en Chile 2.000 muertos; 3.000heridos; dos millones de damnificados y550 millones de dólares en daños.

El tsunami también afectó diversas lo-calidades costeras del Océano Pacífico,repercutiendo en Hawai, las costas deJapón, Rusia, Nueva Zelanda y Australia.Las alturas de las olas variaron entre 13 men las Islas Pitcairn, 12 m en Hilo, Hawai;7 m en varios lugares de Japón y oscila-ciones leves en otras áreas. De este modo,Japón, que está a más de 17.000 km delárea de generación del tsunami, sufrió lapérdida de 200 vidas y los daños estima-dos fueron de 50 millones de dólares. Porotra parte, cuantiosa fue también la des-trucción a lo largo de la costa de losEE.UU., donde los daños ascendieron a25 millones de dólares.

Figura 58. Efectos destructivos del tsunami en Valdivia.



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4. VOLCANISMO

4.1. Qué es un volcán y cómo seforma

Un volcán es un componente impor-tante de la naturaleza y uno de las mejo-res señales de que la Tierra es un planetavivo. Corresponde a un lugar de la corte-za terrestre donde el magma ha ascendi-do a la superficie y construido, medianteerupciones, sucesivas un edificio volcáni-co (figura 60).

El magma es un material fundidoconstituido principalmente por silicatosde calcio, aluminio, magnesio, potasioy sodio que contiene, además, gases. Alllegar cerca de la superficie, el magmaempieza a enfriarse, libera gases y secristaliza formando minerales. Si el en-friamiento es rápido solidifica como vi-drio volcánico (obsidiana). El magmacuando sale a la superficie terrestre lohace como un líquido viscoso denomi-nado lava. Hay ocasiones en que los ga-ses retenidos a alta presión favorecenla fragmentación del magma y su expul-

sión en forma de partículas de diversotamaño. De este modo, se tiene volca-nismo ‘efusivo’ dominado por la emisiónde coladas de lava y volcanismo ‘explo-sivo’, caracterizado por la emisión demagma fragmentado en partículas llama-das ‘piroclastos’, que según su tamañose clasifican en bombas, lapillis y ceni-zas. El magma fragmentado puede a suvez, dispersarse a gran velocidad comoviolentas corrientes incandescentes obien como partículas desagregadastransportadas por el viento. Ambos es-tilos eruptivos pueden alternar en lahistoria evolutiva de un volcán y aun du-rante un mismo ciclo eruptivo aunque,en general, cada volcán posee un esti-lo predominante. Desde el punto de vis-ta de la amenaza, las erupciones explo-sivas son considerablemente más peli-grosas.

Los volcanes, entonces, se formanpor acumulación sucesiva del materialemitido en las erupciones volcánicas ysu edificio puede crecer y modificarseen cada periodo eruptivo y aun des-truirse en las erupciones más violentaso por erosión durante largos períodosde reposo.

4.2. Qué es un volcán activo opotencialmente activo

En este trabajo se ha considerado lasiguiente definición: un volcán es activosi ha experimentado actividad volcánicadurante el Holoceno (últimos 10.000años) o bien si exhibe manifestación evi-dente de actividad actual (gases, activi-dad sísmica). A este conjunto de volca-nes se lo ha subdivido en volcanes acti-vos en tiempos históricos (en América,desde el siglo XV en adelante) y aquellospara los cuales no existe evidencia deactividad en ese período pero sin embar-go han sido edificados principalmentedurante el Holoceno. El registro consi-dera preferentemente los grandesestratovolcanes andinos pero también al-gunos conjuntos de pequeños conos vol-cánicos o fisuras eruptivas. En este últi-mo caso, estos conjuntos han sido consi-derados como grupos equivalentes a uncentro volcánico mayor.

Figura 60. Esquema de un volcán y los productos desu actividad.



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4.3. Cuáles son los beneficios yamenazas de un volcán

Ciertamente una erupción volcánicaes un evento catastrófico que puede oca-sionar severos impactos en las áreas afec-tadas. Sin embargo, también puede pro-ducir beneficios de largo plazo a las so-ciedades.

Por ejemplo, en los periodos de re-poso un volcán se puede constituir en uncentro turístico tanto por su atractivopaisajístico como por las fuentes terma-les que suelen existir en sus alrededores.Además, con el paso del tiempo el mate-rial fragmentado emitido durante las erup-ciones contribuye a la formación de sue-los de gran riqueza para la agricultura porsu alto contenido de nutrientes. Igualmen-te, las rocas y material fino (arena) queforman los depósitos volcánicos han sidoutilizados como materiales para la cons-trucción.

Sin embargo, cuando un volcán ini-cia un periodo eruptivo, los efectos pue-den ser devastadores dependiendo de losmecanismos eruptivos que operen. Así,durante erupciones efusivas o explosivaspueden emitirse grandes cantidades demagma líquido o fragmentado, así comoun importante volumen de gases. El ma-terial piroclástico puede alcanzar tama-ños que van desde grandes ‘bombas’ obloques acumulados en torno del centroeruptivo a pequeñas partículas (ceniza)acumuladas a gran distancia del volcán.Estas últimas son dispersadas por los vien-tos de altura desde la columna eruptivaque nace desde el cráter. En el peor es-cenario, una columna eruptiva puede per-der sustento y colapsar transportandomaterial piroclástico como corrientes in-candescentes denominadas ‘flujos piro-clásticos’ que viajan a velocidades dehasta unos 400-500 km por hora y altastemperaturas. Estos flujos se canalizan enlos valles pero son capaces de remontarel relieve y extenderse a grandes áreas.

Por otra parte, cuando el material pi-roclástico y otros fragmentos disponiblesen la ladera de un volcán se mezclan conagua proveniente de la fusión de casque-tes glaciares, lagos cratéricos o de lasprecipitaciones líquidas, se pueden trans-

formar en los denominados flujos de lodoo ‘lahares’, que pueden alcanzar zonasmuy alejadas del edificio volcánico des-truyendo lo que encuentran a su paso,como sucedió con el flujo de lodo que se-pultó la ciudad de Armero (Colombia).

4.4. Qué características tiene elvolcanismo en los Andes

Sudamérica posee una de las regio-nes volcánicas más activas del planeta.La presencia de volcanes responde a lacercanía del margen sudamericano con lazona de subducción de la Placa Nazcabajo la Placa Sudamericana. Tres gran-des segmentos volcánicos pueden reco-nocerse en la región: norte (Colombia aEcuador entre 1° N y 1° S); central (Perú,Bolivia, Argentina y Chile entre 16° S y26° S) y sur (Argentina y Chile entre 33°S y 46° S). La mayor parte de los volca-nes se encuentra en la Cordillera de losAndes aunque hay grandes campos vol-cánicos en la Patagonia argentina y enlas islas oceánicas del Pacífico como lasIslas Galápagos. En la región andina sehan registrado alrededor de 50 volcanesactivos en tiempos históricos y hasta 200con actividad reconocida en el Holoce-no (últimos 10.000 años) que pueden con-siderarse potencialmente activos.

4.5. Cuál es el rol de lasGeociencias en el estudio ymonitoreo de los volcanes

Los vulcanólogos, profesionales de lasciencias de la Tierra que investigan y re-construyen la historia eruptiva de los vol-canes, determinan su estilo eruptivo, ladistribución y características de los pro-ductos volcánicos, el rango temporal desus períodos de actividad y reposo y re-comiendan los estudios adicionales y elseguimiento que debe realizarse en ellos.

Un complemento necesario de la geo-logía son las investigaciones históricassobre erupciones observadas y registra-das por cronistas o insertas en leyendas.En muchos volcanes, el registro de erup-ciones históricas constituye una fuenteimportante de información sobre las ca-racterísticas de erupciones pasadas, su



62

edad, las áreas impactadas y los efectossobre la población. Algunos volcanes tie-nen un amplio registro histórico, mien-tras que en otros no se han observadoerupciones o los registros cubren un tiem-po que no excede un siglo.

Para la evaluación general de la ame-naza volcánica, los vulcanólogos requie-ren conocer muy bien los fenómenos quetienen lugar cuando un volcán hace erup-ción, las particularidades de las erupcio-nes ocurridas en los últimos 10.000 años,su actividad actual, la forma de su edifi-cio volcánico, así como las condicionesclimáticas en el mismo y en su zona deinfluencia.

Los mapas resultantes de la evalua-ción de la amenaza volcánica deben serdinámicos y, en la medida en que se co-nozca más sobre el comportamiento devolcán mejorarán considerablemente.

Es importante que las comunidadesestén informadas acerca de la existen-cia de los volcanes, de sus aspectos po-sitivos y negativos, para lograr una con-vivencia armónica aprovechando al máxi-mo las oportunidades que el volcán ofre-ce en sus periodos de reposo y conside-rando los mapas de amenazas como he-rramienta de prevención a largo plazoante una posible actividad eruptiva enel futuro.

Además de los estudios referidos a lahistoria eruptiva pasada de un volcán, esindispensable hacer un seguimiento con-tinuo de las manifestaciones de un vol-cán activo, lo cual se realiza mediante elmonitoreo o vigilancia de su actividad pormedio de mediciones sismológicas,geodésicas o geoquímicas.

Con frecuencia, es útil para la comu-nidad que los geocientíficos informen yden recomendaciones en códigos que per-mitan simplificar sus interpretaciones so-bre las condiciones de reactivación vol-cánica traducidas en un código de nivelesde alerta numérico, de letras o colores.El concepto básico es definir un númeropequeño de estados del volcán, desde elnivel base hasta el nivel más alto de acti-vidad. Las categorías pueden ser defini-das por tasas de energía sísmica liberada,deformación del suelo y liberación de gaso por la naturaleza de una erupción en

progreso. Por lo tanto, un esquema pue-de indicar que evento se espera dentrode una ventana de tiempo específica.

Los desastres pueden ocurrir cuandoun grupo social falla en la respuesta a unasituación amenazante resultante de acti-vidad volcánica o cualquier otra manifes-tación natural. La sociedad puede reac-cionar a una amenaza y reducir la posibi-lidad de desastre. El manejo de crisis vol-cánicas requiere desarrollar un grado deorganización social y un conjunto de me-didas de respuestas enfocadas hacia lamitigación de los efectos de una erupción.Las acciones de manejo envuelven a lossectores vulnerables de sociedad, los cien-tíficos encargados de la evaluación de laamenaza volcánica y el gobierno, a tra-vés de las organizaciones de proteccióncivil. Estas acciones están dirigidas haciala prevención y reducción de desastrescuando se desarrolla una actividad volcá-nica o cuando existe evidencia suficientede que una erupción puede ocurrir.

4.6. Ejemplos

a. El volcanismo en ColombiaEl volcanismo ha desempeñado un

papel muy importante en la constitucióny evolución del territorio colombiano. Lasprimeras manifestaciones volcánicas enel territorio que actualmente ocupa Co-lombia se remontan al Precámbrico y alPaleozoico inferior. Desde el Neógenohasta la actualidad, se ha desarrolladoun nuevo proceso de actividad volcáni-ca de tipo continental.

El volcanismo activo en Colombia,está localizado en el oeste del país en laCordillera Central y el extremo sur de laCordillera Occidental, pertenece al «Cin-turón de Fuego Circumpacífico», es elresultado de la convergencia destructivaque ocurre entre las placas litosféricas deNazca y Suramericana. Este volcanismo esfundamentalmente explosivo, de compo-sición andesítica, a veces, dacítica o rio-lítica (figura 60), con predominio de pro-ductos piroclásticos de flujo y caída, flu-jos de lodo o lahares asociados y flujos delava.

La Cordillera Central y el extremo másmeridional de la Occidental, están sepa-



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Figura 61. Vista del volcán Nevado del Ruiz y aspecto de la columna de vapor el 20 de Septiembre de 1985.

radas por áreas en donde no se registraactividad volcánica; esta repartición obe-dece, muy posiblemente, a variaciones enel ángulo de inclinación de la superficiede subducción. Los límites de estas zonascon o sin volcanismo son grandes fallasde dirección noroeste.

Los volcanes activos en Colombia sedistribuyen en tres segmentos. cada unode ellos monitoreado: el Norte, por elObservatorio Vulcanológico y Sismológicode Manizales, corresponde al ComplejoCerro Bravo-Cerro Machín; el interme-dio, por el Observatorio Vulcanológico ySismológico de Popayán y el Sur, por elObservatorio Vulcanológico y Sismológicode Pasto.

Erupción del volcán Nevado del Ruiz, 1985El volcán Nevado del Ruiz pertenece

al complejo volcánico Cerro Bravo – Ce-rro Machín, se encuentra dentro del Par-que Natural de los Nevados, 31 km al sur-este de Manizales, en los departamentosde Caldas y Tolima. La cima es de 5.321m y es considerado como un estrato-vol-cán activo acompañado de dos conos ad-venticios: la Olleta y la Piraña, ubicadosaproximadamente a 4 km del cráter acti-vo. El cráter presenta una forma elipsoi-dal, con sus dos diámetros de 870 y 830m respectivamente, una profundidad de250 m y con un área de cráter en la par-te inferior de 99.800 m2. La cima estácubierta por un casquete glaciar. El vol-cán se presenta como un cono trunca-do que, a diferencia de los otros volca-nes de Colombia, se recuerda por la tra-

gedia y se destaca por su gran atractivoturístico (figura 61).

El Ruiz, en la época precolombina,se lo llamó Cumanday – Montaña Blanca -o Tabú-chía que significa candela o fue-go. Se formó a lo largo de los últimos 1,8millones de años, identificándose tresperíodos eruptivos: Ruiz Ancestral, RuizViejo y Ruiz Actual, los cuales incluyenepisodios alternos de construcción (erup-ciones efusivas) y destrucción (erupcio-nes explosivas) del edificio volcánico. ElRuiz Actual está formado por un conjun-to de domos y su actividad es principal-mente explosiva. Durante los últimos10.000 años ha presentado varias etapaseruptivas mayores, las tres más recientesen 1595, 1805 a 1845 y la actual, iniciadaen 1984, que abarca la trágica erupcióndel 13 de noviembre de 1985, la erupcióndel 1° de septiembre de 1989, y las múlti-ples emisiones de cenizas y crisis sísmicascomo las registradas en 1995 y 2002.

Una de las principales característi-cas asociada con las erupciones del vol-cán es la generación de flujos de lodo olahares desastrosos que han cobrado víc-timas en varias ocasiones. Así, en 1595,murieron alrededor de 60 personas; en1845, 1.000 víctimas; y en 1985, con ladestrucción de Armero y parte de

CONO ADVENTICIO: Ciertos volca-nes pueden tener, además del conoprincipal, otros más pequeños a sualrededor, a los que se denominaconos adventicios o satélites.



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Chinchiná, alrededor de 25.000 personasy pérdidas materiales por cerca de 215millones de dólares. Las erupciones del11 de septiembre de 1985 y 1° de sep-tiembre de 1989 generaron pequeñoslahares, pero sin víctimas.

La secuencia compleja de flujos yoleadas piroclásticas, generadas por laerupción del 13 de noviembre de 1985,interactuó con la nieve y el hielo delcasquete glaciar de la cima del volcán,desencadenando la secuencia de laharesmás mortíferos de la historia de la huma-nidad. Los lahares fluyeron hacia el oc-cidente, norte y oriente del volcán, si-guiendo los tres principales sistemas dedrenaje que nacen en él, como son lascuencas de los ríos Chinchiná, Gualí yLagunilla. Dentro de las cuatro horas si-guientes al inicio de la erupción, loslahares descendieron 5.100 m y viajaron

hasta 104 km de distancia, dejando a supaso una estela de destrucción catas-trófica. Los lahares asolaron práctica-mente, la totalidad de la población deArmero, en el norte del Departamentodel Tolima, localizada en la boca del ca-ñón del río Lagunilla (figuras 62 y 63), 74km al este de la cima del volcán y la muer-te a la mayoría de sus habitantes, asícomo la de habitantes de otras áreas deinfluencia del volcán en el Departamen-to de Caldas. El lahar que afectó Armeroresultó de la conjunción de dos flujoscasi simultáneos que se desarrollaron enlos cauces de los ríos Lagunilla y Azufra-do, que confluyen 23 km al oeste deArmero. La geometría del flujo experi-mentó un cambio dramático al abando-nar el cañón del Lagunilla y encontraruna topografía relativamente plana (aba-nico de escombros construido por laharese inundaciones anteriores), el cual se tra-dujo en desaceleración del flujo, expan-sión superficial sobre amplias áreas ydepositación rápida. Se ha calculado paralos lahares una velocidad de 17 m por se-gundo, una descarga de 48.000 m3 por se-gundo y un volumen total de 90 millonesde m3. El lahar inundó un área de 34 km2,ocurrió en forma de pulsos sucesivos,cuyo efecto fue mayor sobre el sectorcentral del casco urbano de Armero, elcual fue arrasado por sus bases.

Otra erupción del mismo tipo peromucho menor en volumen e intensidad,ocurrida el 1° de septiembre de 1989, yacasi olvidada y no reconocida por muchos,mostró una faceta diferente a lo ocurridoen 1985. Con una organización creada so-bre la tragedia volcánica, con pilares comoel Sistema Nacional para la Atención y Pre-vención de Desastres y el entonces Ob-servatorio Vulcanológico de Colombia, fueposible reconocer patrones en la activi-dad sísmica, que permitieron alertar con15 días de anticipación la ocurrencia delfenómeno y desarrollar acciones ten-dientes a evitar una nueva tragedia, loque se puede considerar motivo de re-gocijo científico.

b. El volcanismo en EcuadorEl arco volcánico ecuatoriano forma

parte de la Zona Volcánica Norte de los

Figura 62. Vista aérea y de detalle de Armerodespués del lahar del 13 de noviembre de 1985. Se

observa la boca del cañón del río Lagunillas, elápice del Abanico de Armero y la distribución deldepósito del brazo principal del lahar que arrasó

la población.

Figura 63. Vista de detalle de Armero luego delpaso del lahar.



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Andes, que se extiende desde los 5° N(Volcán Cerro Bravo, Colombia) hasta los2° S (Volcán Sangay, Ecuador). Al sur deesta latitud no existe volcanismo activohasta la región de Arequipa, en Perú. Estearco es el resultado de la subducción dela placa oceánica Nazca bajo la placa con-tinental de América del Sur. La cortezaoceánica subducida, de edad entre 12 y20 millones de años, es portadora de laCordillera submarina de Carnegie, la cualconstituye los productos volcánicos de laactividad del punto caliente de Galápagossobre la placa Nazca y que está siendosubducida desde hace, al menos, 6 millo-nes de años.

En los Andes del Ecuador se han podi-do identificar más de 50 complejos vol-cánicos, entre los cuales se cuentan ochoconsiderados activos, con al menos unaerupción en tiempos históricos, es decirdesde la llegada de los españoles en 1532y diez volcanes más considerados poten-cialmente activos, con erupciones ocurri-das en los últimos 10.000 años.

Erupción del Volcán Cotopaxi, 1877El Cotopaxi es un gran estrato-volcán

joven ubicado en la Cordillera Real de losAndes Ecuatorianos a 60 km SE de Quito.A lo largo de su historia produjo dos tiposde erupciones (ver figura 60): las andesí-ticas (erupciones de tamaño leve a mo-derado) y las riolíticas (erupciones muygrandes, cuyos productos tienen una am-plia distribución). Por esta razón se diceque es un volcán con carácter bimodal.Durante los últimos 4.000 años los mag-mas expulsados durante sus erupcioneshan sido de composición andesítica. Sepueden identificar 19 ciclos eruptivos queempezaron con caídas plinianas y que pro-dujeron flujos piroclásticos y flujos delava. Cada ciclo terminó con períodos decalma, durante los cuales se formaroncapas de suelo que representan perío-dos de pausa en la actividad eruptiva.

El Cotopaxi tiene un diámetro en subase de 16 x 19 km, alcanza los 5.897 ms.n.m. y está cubierto desde los 5.000 ms.n.m. por glaciares que tienen un volu-men estimado de 0,5 km3. La actividadfumarólica en el cráter y en los flancossuperiores del volcán, así como las re-

ERUPCIÓN ESTROMBOLIANA: Erupción más explosiva quela hawaiana, con emisión de bombas y lapillis. La actividadpuede ser rítmica o continua. Producen conos de escoria detamaño pequeño a regular.

ERUPCIÓN HAWAIANA: Erupción fisural a central, con emi-siones no explosivas de medianos a grandes volúmenes delava basáltica. Producen extensos campos de lava y peque-ños conos de salpicaduras de escoria

ERUPCIÓN PLINIANA: Emisión volcánica violenta caracteri-zada por la presencia de nubes ardientes formadas porgases, vapor de agua y cenizas a muy alta temperatura.Pueden producir colapso del edificio volcánico y formaciónde calderas.

ERUPCIÓN VULCANIANA: Erupción caracterizada por lapresencia de lavas viscosas que obstruyen el conductovolcánico formando un tapón de lavas solidificadas, tapónque, con el incremento de la presión interna del magma enel conducto volcánico, puede provocar su estallido y pulve-rización, formando una gran nube volcánica, que ocasionala caída de cenizas y bombas volcánicas.

cientes erupciones históricas, ratificansu estado activo (figura 64).

Desde 1534, el Cotopaxi ha presen-tado varias erupciones importantes, de-biendo destacarse los eventos de 1742,1744, 1768 y 1877. En la última gran erup-ción, el 26 de junio de 1877, el Cotopaxihabía incrementado notablemente su ac-tividad, tanto así que el día 26 se produ-jo una fase eruptiva de magnitud sufi-ciente para formar flujos piroclásticos.

Lo que es importante resaltar sonlos lahares que fueron tan caudalosos

Figura 64. Fotografía del cráter y de la cumbre delvolcán Cotopaxi en junio de 2002. Se observa activi-

dad fumarólica.



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que rebosaron fácilmente los cauces na-turales de los ríos, provocando extensasinundaciones de lodo (figura 65) y des-trucción en las zonas aledañas. Loslahares tuvieron velocidades tales, quetardaron algo más de media hora en lle-gar a Latacunga, menos de 1 hora en lle-gar al valle de los Chillos, cerca de 3 horasen llegar a la zona de Baños y 18 horasen alcanzar la desembocadura del río Es-meraldas en el Océano Pacífico. Comoen todas sus erupciones, el Cotopaxitambién produjo una importante lluviade ceniza. Este fenómeno ocurrió prin-cipalmente en las zonas que se encuen-tran al occidente del volcán, debido a ladirección predominante de los vientos.Una de las poblaciones afectadas por lalluvia de ceniza ese día fue Machachi,donde se depositó una capa de casi 2cm de espesor. En Quito la acumulaciónllegó a los 6 mm, siendo menor enLatacunga.

Más hacia el occidente, en las estri-baciones de la cordillera Occidental y enla costa ecuatoriana, la caída de cenizaparece haber sido muy extensa y haberdurado por varios días. Se reportaron llu-vias de cenizas en las provincias de Manabíy Esmeraldas y en Guayaquil comenzaronel 26 de junio en la mañana y duraron,con breves interrupciones, hasta el 1°de julio. Asimismo, se estima que, segura-mente, las acumulaciones de ceniza nosuperaron unos pocos milímetros de es-pesor sobre la zona costera del Ecuador.

La erupción del 26 de junio de 1877puede ser considerada como la «erup-ción típica» del Cotopaxi, sin embargo,los estudios geológicos y volcanológicosdel Cotopaxi indican muy claramente queeste volcán es capaz de dar lugar a even-tos de mayor tamaño.

c. El volcanismo en PerúEl volcanismo cuaternario en Perú, es

reconocido en el Sur del país y está rela-cionado a cámaras magmáticas del Holo-ceno de una etapa post-glaciar. Los cen-tros volcánicos están relacionados a uncontrol estructural en profundidad, a lolargo de fracturas de dirección NO-SE (an-dino) y SO-NE, que determinan el alinea-miento de los aparatos volcánicos.

Actualmente la actividad volcánica enPerú se encuentra restringida a pocos cen-tros, además se nota la concentración deaparatos volcánicos activos en el pasadogeológico reciente (Cuaternario) en lazona de la Región Arequipa, delimitandouna subprovincia volcánica potencialmen-te activa. En contraste, se observa laamplia distribución de aparatos volcáni-cos en estado «durmiente» o extinto delPlioceno (entre 5,3 a 1,8 millones deaños), indicando la reducción paulatinade la actividad magmática en los últimosmillones de años. Hoy en día se puedeobservar actividad volcánica que se ma-nifiesta como erupciones freatomagmá-ticas, fumarolas, emisión de cenizas ylapillis, así como numerosas manifestacio-

Figura 65. Fotografía del volcán desde la planicie de Limpiopungo. Nótense los grandes bloques en el primerplano, acarreados por los flujos de lodo de las erupciones pasadas.



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nes de sistemas geotermales activas comomanantiales calientes y géiseres. La ac-tividad histórica registrada no ha afec-tado áreas habitadas.

Crisis volcánica del volcán Ubinas,Moquegua, 2006

El día 27 de marzo del 2006, se repor-taron las primeras caídas de cenizas emi-tidas por el volcán Ubinas (16º 22' de lati-tud sur, 70º 54' de longitud oeste; 5.672 ms.n.m.), considerado el más activo del Perúpor sus 23 episodios de alta actividadfumarólica y emisiones de cenizas regis-tradas desde el siglo XVI hasta la actuali-dad. Las cenizas en mención cayeron so-bre el pueblo de Querapi, localizado asolo 4 km al sureste del volcán y forma-ron una capa de menos de 1 mm de espe-sor. Del 28 de marzo hasta el 12 de abril,se registraron esporádicas emisiones decenizas, que alcanzaban alturas entre 400

y 500 m por encima de la caldera. Entrelos días 13 y 16 de abril, las emisiones seincrementaron y la columna de gases ycenizas alcanzó hasta 1.000 m de altura ylas cenizas llegaron a una distancia de 7km alrededor del cráter. El día 19 de abrilse avistó por primera vez un cuerpo delava incandescente en el fondo del crá-ter del volcán. El lago de lava tenía aproxi-madamente 60 m de diámetro. Los días 20y 22 de abril, se incrementó considera-blemente la emisión de cenizas, duranteestos días la columna eruptiva alcanzóentre 2.800 y 3.000 m de altura. El 22 deabril la emisión de ceniza se mantuvo cons-tante desde las 07:15 hasta las 16:00 ho-ras local, siendo una de las más prolonga-das registradas hasta ese día (figura 66).El 27 de abril a las 18:30 horas, se registróuna explosión, con emisión de proyecti-les balísticos, correspondientes a la frag-mentación de la lava. En las semanas si-guientes, incluso hasta la fecha, la activi-dad está caracterizada por esporádicasemisiones de cenizas, que alcanzan even-tualmente entre 1.500 y 3.500 m de altu-ra, y por la ocurrencia de explosionesque arrojan proyectiles balísticos. Estasexplosiones comenzaron a producirse apartir del 12 de abril (23:00 horas), perola magnitud de ellas ha ido incrementán-dose gradualmente, a la fecha las más im-portantes ocurrieron los días 7 de mayo(20:55 horas), 24 de mayo (4:16 horas) y02 de junio (18:08 horas). Todas arroja-ron proyectiles balísticos hasta una dis-

ERUPCIÓN FREATOMAGMÁTICA: Seproduce cuando el magma ascenden-te por el conducto volcánico entraen contacto con el agua contenidaen los acuíferos subterráneos ubica-dos en los depósitos de los produc-tos emitidos por el volcán en suserupciones anteriores.FUMAROLA: Emanación gaseosa,bastante tranquila y regular, queemerge por fisuras o agujeros, ge-neralmente agrupados en campos enlas zonas volcánicas.

Figura 66. Vista de la erupción del volcán Ubinas desde la localidad del mismo nombre.



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dichos productos, que incluye medi-das de su diámetro y espesor;

e) registro de direcciones de vientos, es-timados a partir de la dirección de dis-persión de las fumarolas y cenizas, asícomo por el lanzamiento de globos dehidrógeno;

f) elaboración de un mapa de peligros ac-tualizado, con un lenguaje accesible ala población en general;

g) elaboración de un «mapa administra-tivo», conjuntamente con las autori-dades, donde se muestran zonas derefugio, rutas de evacuación y áreascon distinto grado de peligrosidad. Fi-nalmente, uno de los principales tra-bajos efectuados, ha sido el continuoy oportuno asesoramiento a las auto-ridades del Sistema Regional de Defen-sa Civil de Moquega, para la toma dedecisiones, así como las innumerablescharlas informativas y de capacitaciónbrindada a los pobladores del valle deUbinas.

d. El volcanismo en BoliviaLa región de la cordillera occidental

es conocida como zona volcánica y estásituada en la parte oeste del territorioboliviano. Sus características morfológicasson producto de una intensa actividadmagmática. Esta actividad se ha iniciadoen el Oligoceno superior, con un desarro-llo máximo en el Mioceno y extendiéndo-se en forma episódica hasta el Holoceno,esto último evidenciado por la presenciade algunos centros volcánicos con activi-dad fumarólica o solfatárica. Por estas ca-racterísticas, se han considerado 8 cen-tros volcánicos, objeto de cierta atención,tanto de parte de los investigadores comode las autoridades civiles.

Entre los volcanes identificados es-tán el Uturuncu, Llicancahur, Putana,Ollague, Olca – Paruma, Irruputuncu, TataSabaya y Parinacota.

Actualmente, los estudios de volca-nes se orientan a estudios geológicos e

tancia de entre 1.500 y 1.800 m del crá-ter. Las más fuertes fueron audibles has-ta un radio de 8 km (ejemplo pueblos deQuerapi, Sacoaya, Anascapa y Ubinas),ocurren debido a la descompresión delos gases atrapados debajo del «tapón delava» del conducto volcánico. Es muy pro-bable que hasta el momento, las explo-siones hayan abierto parcial y temporal-mente dicho conducto, pero que aun nose haya producido una apertura comple-ta del mismo.

La actual crisis eruptiva la podemosdividir en una primera etapa, entre juliodel 2005 y 27 de marzo del 2006, que con-sistió básicamente, en emisión de gases,que se elevaban entre 100 y 300 m porencima de la caldera; una segunda eta-pa, del 27 de marzo al 18 de abril, conemisión de cenizas y gases, originada poractividad predominantemente freática; yuna tercera etapa, a partir del 19 de abrilhasta la actualidad, caracterizada por unrégimen magmático. Es importante indi-car que las explosiones que se vienen dan-do desde el 12 de abril, acompañadas poremisión de proyectiles balísticos (bombas)y cenizas, así como la composición andesí-tica basáltica del magma actual, sugie-ren un comportamiento eruptivo con ca-racterísticas vulcanianas.

Los trabajos que ha implementado elInstituto Geológico, Minero y Metalúrgi-co (INGEMMET), en algunos casos asocia-do con otros organismos nacionales y ex-tranjeros, son:a) vigilancia diaria desde un Campamen-

to Base ubicado a 4,5 km al oeste delcráter, a una altura de 4.660 m s.n.m;

b) vigilancia geoquímica, que incluyemonitoreo de la temperatura y com-posición química de las fuentes terma-les, así como esporádicas estimacio-nes de la concentración y volumendel gas dióxido de azufre;

c) vigilancia de la deformación con imá-genes de satélite, y vigilancia de ladeformación del flanco sur con ayu-da de un distanciómetro láser y 3 pris-mas estratégicamente ubicados endicho flanco;

d) estudios de la composición de las ce-nizas y proyectiles balísticos emitidos,así como control de la dispersión de

SOLFATARA: Manifestación volcánicacaracterizada por la emisión degases, en general ricos en azufre, auna temperatura entre 90 y 300° C.



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investigaciones sobre procesos magmáti-cos asociados al campo de la prospec-ción y exploración minera de yacimien-tos metálicos y no metálicos, no existien-do estudios acerca de riesgo volcánicodebido, principalmente, a que no exis-ten registros de catástrofes relacionadasa este proceso. Sin embargo, hay con-ciencia de que es una tarea pendiente.

El volcán UturuncuEste edificio volcánico se encuentra

en la « Reserva Nacional de Fauna AndinaEduardo Avaroa», con aproximadamente1.000 habitantes (Quetena Grande yQuetena Chico). Se ubica al suroeste deBolivia (22.27° LS, 67.22° LO), está clasi-ficado como un estratovolcán dormido decomposición predominantemente dacíti-ca (ver figura 60) y abarca una superficieaproximada de 690 km2 (figura 67).

El registro de su actividad volcánicaes de edad holocena; registrándose enúltimos estudios manifestación de activi-dad fumarólica, anomalías termales y de-formación del edificio volcánico.

Los estudios realizados desde el 2 demayo de 1992 al 24 de diciembre de 2004han determinado una deformación de 1 a2 cm anuales. El trabajo de investigaciónde campo detectó actividad sísmica enabril del 2003, interpretando su origen enuna fuente poco profunda de persisten-te sismicidad ubicada al noroeste de lacima del Uturuncu (cerca del centro dela deformación) a unos 3 o 4 km de pro-fundidad, pudiendo estar relacionados

estos sismos con actividad hidrotermal ohidrológica poco profunda.

También se identificaron en la cimadel Uturuncu (6.008 m s.n.m.) actividadfumarólica asociada a la producción deazufre y áreas de silicificación. Las tem-peraturas medidas de estas fumarolas sonvariables entre 79º C y 80º C, se identifi-co, además, un hot spring en el flanconoroeste con una temperatura de 20° C.

La relación alta de sismicidad delUturuncu sorprende, considerando la bajarelación de sismicidad en volcanes dormi-dos. Características como la presencia defumarolas, hot springs, persistentesismicidad, más la deformación del edifi-cio, son variables temporales que sugie-ren un monitoreo permanente de la acti-vidad magmática presente del VolcánUturuncu.

HOT SPRING: Fuente termal cuyaagua tiene una temperatura supe-rior a los 36,6° C.

Figura 67. Volcán Uturruncu, Bolivia.

ESTRATOVOLCÁN: Edificio volcáni-co construido por la superposiciónde materiales expulsados por elvolcán. En cada erupción el volcánva formando su propio edificiocónico, superponiendo una capasobre otra y creando estratos, quepueden ser lavas solidificadas,lapilli, tefras, bombas volcánicas olahares solidificados.



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La erupción del volcán Villarrica,1948-1949

El volcán Villarrica (38ºS; 2.847 ms.n.m.), situado en los Andes del Sur, esel más activo de Chile y uno de los princi-pales en Sudamérica (figura 68). Registraal menos 49 erupciones históricas siendola mayor aquella de 1948-1949.

Durante el mes de abril de 1948 hubouna intensificación de la actividad vol-cánica en el volcán Villarrica con emi-sión de gases y material piroclástico. Enoctubre del mismo año, la actividad dellago cratérico se incrementó hasta pro-ducirse una explosión que generó unacolumna eruptiva y vació completamen-te el conducto emisor. La lava basálticaque escurrió por la ladera fundió la cu-bierta de hielo y nieve, originandolahares que alcanzaron rápidamente laparte baja del volcán.

La actividad volcánica se mantuvocíclicamente hasta el 1° de enero de1949, fecha en que una nueva explosióngeneró una columna eruptiva de 8 kmde altura, una nueva emisión de lava yformación de lahares en diferentes di-recciones (figura 69). La crisis volcánicadeclinó recién en febrero de 1949.

Los daños asociados a esta erupciónfueron cuantiosos y especialmente rela-cionados con el paso de los lahares enlos tramos distales donde se encuentranlos sectores poblados. Alrededor de 23personas perdieron la vida y otras 30 des-

e. El volcanismo en ChileEl territorio chileno está localizado

íntegramente en lo que se conoce como«Cinturón de Fuego del Pacífico», regióndel planeta que se caracteriza por su in-tensa actividad sísmica y volcánica. Esteúltimo es, probablemente, el rasgo máscomún que se observa en la historia geo-lógica del país en los últimos 130 millonesde años. En la Cordillera de los Andeschilenos existen varios miles de volca-nes, desde pequeños conos de ceniza,hasta enormes calderas de varias dece-nas de kilómetros de diámetro. Muchosde ellos, especialmente donde las con-diciones climáticas son áridas, se han pre-servado intactos por millones de años,estando actualmente inactivos. Sin em-bargo, a lo largo de Chile, existen nume-rosos volcanes potencialmente activos.Datos actualizados señalan que, desdecomienzos del siglo XIX ha habido cercade 300 erupciones en 36 volcanes chile-nos, las que han provocado daños en laspersonas, bienes y el ambiente.

Los procesos volcánicos eventual-mente peligrosos que, en diversos gra-dos, pueden ocurrir en volcanes andinos,incluyen erupciones de lava, caída deceniza, flujos laháricos y crecidas, emi-sión de gases y generación de lluvia áci-da, flujos y/u oleadas piroclásticas, ava-lanchas volcánicas, además de la activi-dad sísmica local y la alteración físico-química de las aguas.

Figura 68. Volcán Villarrica, Chile.



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aparecieron durante este ciclo erupti-vo que causó también la pérdida de másde 300 hectáreas cultivadas con cerea-les, 60 de huertos campesinos y otras700 de praderas ganaderas, además deuna superficie no determinada cubiertacon bosque nativo.

f. El volcanismo en la ArgentinaEl volcanismo en la Argentina está aso-

ciado a la subducción de la Placa Nazcadebajo de la Placa Sudamericana, dandolugar a un arco volcánico discontinuo. Estese halla interrumpido entre los 28° y 33°15´de latitud sur debido a la horizontalizaciónde la placa. El norte está vinculado con lazona volcánica central de los Andes.

También existe afectación directa so-bre ciudades, ya que los volcanes del lími-te argentino-chileno tienen variado gradode ocupación antrópica. Por ejemplo, enNeuquén en la vertiente oriental del vol-cán Copahue, se encuentran las localida-des de Copahue y Caviahue, en tanto lapoblación de Junín de los Andes está cer-cana al volcán Lanín. Ambos volcanes sonobjeto de estudio por parte del ServicioGeológico Minero Argentino (SEGEMAR).

A partir del Tupungatito vuelve a in-clinarse aproximadamente 30° y el arcoconforma la zona volcánica del sur de losAndes. Los mayores daños ocurridos sedeben a lluvias de cenizas de volcanes

chilenos que afectan el tráfico aéreo,traen perjuicios en cultivos y ganado ycontaminación de las aguas superficiales.

La erupción del Quizapu (Chile) y sus efec-tos en la Argentina, 1932

El volcán Quizapu pertenece al cam-po volcánico Descabezado Grande-Azul-Quizapu, ubicado en los Andes chilenos,a 30 km aproximadamente del límite in-ternacional. El volcán Quizapu se origi-nó en 1846 como un conducto lateraldel cerro Azul (figura 70). Entre 1907 y1932 registró actividad hidromagmáticay estromboliana hasta el 10 de Abril de1932, fecha en que se produjo una erup-ción explosiva de gran magnitud, consi-derada una de las erupciones plinianasmás grande de la historia.

La erupción duró entre 18 y 25 horasy generó una columna de entre 28 y 32

Figura 69. El volcán Villarrica el 1º de enero de1949. Se alza una columna eruptiva con proyecciónhacia el E. Sobre el flanco este (izq.) una mancha

oscura corresponde a una intensa precipitación depiroclastos desde la columna eruptiva. La nubesobre el flanco oeste(der.) correspondería a un

flujo piroclástico.

Figura 70. Volcán Quizapu (Chile) y cráter abiertodurante la erupción pliniana de 1932.



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ACTIVIDAD HIDROMAGMÁTICA:Actividad volcánica explosiva origi-nada por la interacción del magma yagua superficial o subterránea.

Figura 71. Pobladores recojen las cenizas que cubren las calles de San Rafael, Mendoza,provenientes de laerupción del volcán Quizapu.

km de altura. La columna de tefra pene-tró en la atmósfera entre 15 y 20 mil me-tros, desarrollando un hongo de más de50 km de diámetro. Tardó tres semanasen alcanzar la estratosfera y dispersarseen ella lo que generó una caída en el re-gistro de la energía solar recibida. Estosefectos se prolongaron por casi dos años.

Inicialmente la nube de cenizas semovió rápidamente sobre la Argentina,con una velocidad de propagación de 71km por hora y un ángulo de dispersiónde 15° aproximadamente. El volumen detefra eyectado fue calculado en 9,5 km3.Comparable con el volumen de cenizasarrojado por el volcán Pinatubo (Filipi-nas) en 1991 (10 km3) y 2,5 veces mayor ala del Vesubio (Italia) (4,5 km3).

El espesor del depósito de cenizashacia el este del volcán fue de 5 metroshasta 12 km; de 1 m hasta 40 km; y de 10cm a más de 130 kilómetros. El área afec-tada por la caída de cenizas superó losdos millones de km2., desde Valparaísohasta Buenos Aires (donde alcanzó 0,5cm de espesor), llegando incluso hastala ciudad de Río de Janeiro y las costasde África. En 1980, la actividad de estecampo volcánico se halla reducida a es-porádicas nubes de vapor y fumarolas áci-das.

Los mayores daños producidos por

efecto de la erupción en 1932 fueron:disminución de la temperatura (en SanRafael se registró -8º C); oscuridad totalinmediata producto de la lluvia de ceni-zas, gran turbidez en los ríos y disper-sión y muerte del ganado. Algunos con-sideran que este hecho fue el principiodel fin de la actividad ganadera de laprovincia de Mendoza (se perdió la se-gunda esquila de ovinos, aumentaron loscánones para el pastaje, etc.). Asimis-mo, se suspendió la vendimia, se caye-ron los techos de las viviendas por nosoportar el peso de las cenizas y se ex-tendió una epidemia de difteria en Ma-largüe. Además, se sintieron temblores y

ruidos subterráneos a lo largo de toda laCordillera.

Cabe destacar también, que se ob-tuvieron beneficios posteriores debidoa que se eliminaron insectos como laconchilla y el pulgón perjudiciales parala agricultura y la ceniza fue utilizadacomo fertilizante sobre todo de la alfal-fa. Se buscó también, la utilización comoabrasivo, para la fabricación de cemen-to, pastas y jabones para el pulido demetales, entre otros usos.

Se produjeron acumulaciones de ce-nizas de hasta 64.000 kg por hectárea,como las del departamento General Alvear(figura 71). La empresa de ferrocarrilesembolsó 50 t de ceniza especulando consu posible futura comercialización.

TEFRA: Cenizas y otros productospiroclásticos eyectados por un vol-cán en actividad.


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GLOSARIO DE TÉRMINOS

ASTENOSFERA: Es la capa del manto superiorque se sitúa por debajo de la litosfera, conun espesor de 200 a 300 km Comprendematerial rocoso fundido, capaz de mover-se lentamente, con la generación de cel-das convectivas que producen el arrastreviscoso de la litosfera.

CAÍDA: Desprendimiento. Tipo de movimientoen masa en el cual uno o varios bloques desuelo o roca se desprenden de la superfi-cie de un talud. Una vez desprendido, elmaterial cae desplazándose por el aire perocon algunos golpes rebotes o rodamientos.

CONO ADVENTICIO: Ciertos volcanes puedentener, además del cono principal, otros máspequeños a su alrededor, a los que se de-nomina conos adventicios o satélites.

CORONA (DE UN DESLIZAMIENTO): Superficieadyacente al escarpe principal de un des-lizamiento que prácticamente no ha sufri-do desplazamiento ladera abajo. Sobre ellasuelen presentarse algunas grietas para-lelas o semi-paralelas conocidas como grie-tas de tensión o de tracción.

CORTEZA: Parte de la Tierra por encima de ladiscontinuidad de Mohorovicic. Es menosdensa que el manto. La corteza continen-tal de las grandes regiones terrestres pre-senta mayor espesor y es menos densa ymás antigua que la corteza oceánica.

CRATÓN: Masa continental llegada a tal esta-do de rigidez en un lejano pasado geoló-gico que, desde entonces, no ha sufridofragmentaciones o deformaciones, al nohaber sido afectadas por los movimientosorogénicos. Por tal motivo, los cratonestienden a ser llanos o a presentar relievesbajos con formas redondeadas. Están cons-tituidos por rocas muy antiguasproterozoicas.

DEFORMACIÓN: Son los cambios en tamaño yforma producidos por presión o tensión enrocas y otros materiales.

DEFORMACIÓN GRAVITACIONAL PROFUNDA:Deformaciones a gran escala de laderas conruptura y desplazamiento de crestas. Estacrestas forman escarpes paralelos. En labase puede haber evidencia deabombamientos.

DESLIZAMIENTO: Movimiento ladera abajo deuna masa de suelo o roca cuyo desplaza-

ABANICO. Depósito de sedimentos en forma deabanico que normalmente se forma al piede una ladera o frente montañoso. Estaforma suele obedecer al cambio de pen-diente del valle por el que discurre el ríoque transporta los sedimentos y la super-ficie abierta en donde se depositan. Cuan-do esta geoforma obedece a la deposita-ción de detritos se denomina ABANICO DE-TRÍTICO, ABANICO COLUVIAL o CONO ycuando corresponde a la depositación dematerial transportado por una corrientefluvial ABANICO ALUVIAL.

ACANTILADO: Tipo de costa que presenta pen-diente de muy empinada a vertical. Se ge-nera por erosión o fallamiento. Se aplicatambién a laderas verticales

ACELERACIÓN: Aumento de la velocidad delmovimiento del suelo en función del tiem-po.

ACELERÓGRAFO: En las proximidades delhipocentro de un sismo, el paso de las on-das sísmicas produce desplazamientos, ve-locidades y aceleraciones elevadas depen-diendo de la magnitud del sismo y de sudistancia epicentral. Esta zona llamada«campo cercano» es de interés para inge-niería sísmica ya que aquí se producen losmayores daños en las estructuras. Debidoa las altas frecuencias que se generan(0.05-0.10 segundos) sólo pueden ser re-gistrados correctamente con losacelerógrafos. Este sistema no registra encontinuo, como los sismógrafos, sino quese activa al ser excitado por una ondasísmica que se registra a alta velocidad enpelícula, cinta magnética o disco digital.Durante el registro de la aceleración deun sismo, se realiza el del tiempo.

ACTIVIDAD: La actividad de un movimiento enmasa se refiere al estado, distribución yestilo del desplazamiento de la masa dematerial involucrado. El estado da idea dela regularidad temporal del movimiento(activo, reactivado, latente, etc.). La dis-tribución describe la parte o sector que seencuentra en movimiento. El estilo indicala manera cómo los diferentes movimien-tos dentro de la masa, contribuyen al mo-vimiento total.

ACTIVIDAD HIDROMAGMÁTICA: Actividad vol-cánica explosiva originada por la interac-ción del magma y agua superficial o sub-terránea.



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miento ocurre predominantemente a lolargo de una superficie de falla.

EPICENTRO: Define el punto sobre la superfi-cie de la tierra, directamente por encimadel foco de un terremoto.

ERUPCIÓN ESTROMBOLIANA: Erupción más ex-plosiva que la hawaiana, con emisión debombas y lapillis. La actividad puede serrítmica o continua. Producen conos de es-coria de tamaño pequeño a regular.

ERUPCIÓN HAWAIANA: Erupción fisural a cen-tral, con emisiones no explosivas de me-dianos a grandes volúmenes de lava basál-tica. Producen extensos campos de lava ypequeños conos de salpicaduras de esco-ria

ERUPCIÓN PLINIANA: Emisión volcánica violen-ta caracterizada por la presencia de nu-bes ardientes formadas por gases, vaporde agua y cenizas a muy alta temperatu-ra. Pueden producir colapso del edificiovolcánico y formación de calderas.

ERUPCIÓN VULCANIANA: Erupción caracteriza-da por la presencia de lavas viscosas queobstruyen el conducto volcánico forman-do un tapón de lavas solidificadas, tapónque, con el incremento de la presión in-terna del magma en el conducto volcáni-co, puede provocar su estallido y pulveri-zación, formando una gran nube volcáni-ca, que ocasiona la caída de cenizas y bom-bas volcánicas.

ESCARPE: Superficie vertical o semi-verticalque se forma en macizos rocosos o de de-pósitos de suelo debido a procesosdenudativos o a la actividad tectónica.

ESFUERZOS DE CIZALLA: Esfuerzo con direc-ción paralela al plano sobre el que actúa.

ESTADO DE ACTIVIDAD: Descripción asociada altiempo en que se moviliza. De acuerdo conello, los movimientos en masa se clasifi-can como activos, reactivados, suspendi-dos e inactivos.

ESTRATOVOLCÁN: Los estratovolcanes son edi-ficios volcánicos construidos por la su-perposición de materiales expulsados porel volcán. Esto significa que el volcán, encada erupción, va formando su propio edi-ficio cónico, superponiendo una capa so-bre otra y creando estratos distintos,que pueden ser lavas solidificadas, lapilli,tefras, bombas volcánicas o laharessolidificados.

FACTOR CONDICIONANTE: Características in-ternas de los materiales que favorecen

la generación de los procesos geológi-cos.

FACTOR DETONANTE: Acción, o evento naturalo antrópico, que es la causa directa e in-mediata de un proceso geológico, porejemplo, los terremotos, la lluvia, la ex-cavación del pie de una ladera y la sobre-carga de una ladera.

FALLA: Define a una fractura geológica a lolargo de la cual se ha producido un despla-zamiento de dos bloques adyacentes entiempos históricos o donde se han locali-zado focos de terremotos. El desplaza-miento puede ser de milímetros a cente-nas de kilómetros.

FLUJO DE DETRITOS: Movimiento en masa dedetritos saturados que transcurre a lo lar-go de un canal o cauce empinado y que,durante su desplazamiento, exhibe uncomportamiento semejante al de un flui-do, cuyo movimiento puede ser rápido omuy rápido.

FOCO O HIPOCENTRO: Punto en el interior dela Tierra en donde se produce el terremo-to o desde el cual se produce la liberaciónde energía.

FOSA OCEANICA: Trinchera en el suelo oceáni-co, en una zona de subducción, donde lacorteza oceánica desciende por debajo dela corteza continental.

FOTOINTERPRETACIÓN: Técnica que permiteexaminar fotografías aéreas del terreno conel propósito de identificar los diferentescomponentes del paisaje y suministrar in-formación de interés para distintos profe-sionales como: ingenieros civiles, agróno-mos y geólogos. Normalmente, se utilizanfotografías tomadas por una cámara espe-cial situada en un avión o en un satélite.

FREATO-MAGMÁTICA (ERUPCIÓN): Una erupciónfreatomagmática se da cuando el magmaascendente por el conducto volcánico en-tra en contacto con el agua contenida enlos acuíferos subterráneos ubicados en losdepósitos de los productos emitidos por elvolcán en sus erupciones anteriores.

FUMAROLA: Emanación gaseosa, bastante tran-quila y regular, que emerge por fisuras oagujeros, generalmente agrupados en cam-pos en las zonas volcánicas.

GEOMORFOLOGÍA: La ciencia que estudia ydescribe las formas del relieve y su rela-ción con la geología.

HOT PRING: Fuente termal cuya agua tiene unatemperatura superior a los 36,6° C.



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INTENSIDAD: Es una medida de los efectos pro-ducidos por un terremoto. La escala tienecarácter subjetivo y varía de acuerdo conla severidad de las sacudidas producidasen un determinado lugar. Tiene en cuentalos daños causados en las edificaciones, losefectos en el terreno, en los objetos y enlas personas. La más utilizada es la escalaMercalli modificada (MM) que contienedoce grados (I al XII).

LICUEFACCIÓN (DEL SUELO): Proceso en el quela tierra y la arena, durante un terremo-to, se comportan más como un fluido den-so que como un sólido húmedo.

LITOSFERA: Es la capa formada por la cortezay la parte superior del manto, que es laporción más rígida de éste. Su espesor va-ría entre 80 y 150 km.

MAGNITUD: Es un valor instrumental relacio-nado con la energía liberada durante unterremoto y propagada como ondas sísmi-cas en el interior y en la superficie de laTierra. Es independiente de la distanciaentre el hipocentro y la estaciónsismológica y se obtiene del análisis de lossismogramas. Existen diferentes escalaspara medir la magnitud, siendo la más di-fundida la de Richter, que es una escalaabierta, es decir sin límite superior. Sinembargo, los terremotos más grandes re-gistrados, no han excedido la magnitud 8,6en esta escala, tal como el caso del terre-moto de Chile de 1960.

MANTO: Es la porción de la Tierra que se ubicapor debajo de la corteza y se extiende has-ta los 2.900 km de profundidad. Se carac-teriza por una gran homogeneidad en losmateriales que lo forman, predominante-mente silicio y magnesio. Tiene las pro-piedades de un sólido, salvo en la partesuperior donde presenta cierta plasticidad.

MATERIAL MORÉNICO: Ver morena.

METEORIZACIÓN: Proceso de desintegraciónfísica y química de los materiales sólidosen o cerca de la superficie de la Tierra,bajo la acción de los agentes atmosféricos

MITIGACIÓN: Acción de moderar o disminuir laspérdidas y daños mediante el control delproceso (en los casos en que sea posible)y/o la protección de los elementos expues-tos, reduciendo su vulnerabilidad.

MOAI: Término que en lengua rapanui signifi-ca «escultura». Se aplica a estatuas de pie-dra monolíticas de la Isla de Pascua, Chi-le, a 3.600 km al oeste de su costa conti-nental. Los más de 600 moais conocidosestán distribuidos por toda la isla.

MORENA: Depósito glaciario compuesto porsedimentos sueltos constituidos por partí-culas de diferentes tamaño (arcilla, gravay bloques angulosos) sin estratificación niclasificación.

ONDAS SISMICAS: Ondas elásticas que se pro-pagan dentro de la tierra, generadas porun terremoto o explosión.

ONDAS SUPERFICIALES: Ondas sísmicas que solose propagan en la superficie de la Tierra.

OROGÉNESIS: Formación o rejuvenecimientode montañas y cordilleras que se producepor la deformación compresiva de regio-nes más o menos extensas de litosferacontinental. Los materiales sufren diver-sas deformaciones tectónicas de caráctercompresivo, incluido plegamiento, falla-miento y también el corrimiento de man-tos.

PELIGROSIDAD SISMICA: Define la probabilidadde que haya un movimiento fuerte, de cier-ta intensidad, en un lugar y dentro de unperiodo de tiempo especificado.

PIEDEMONTE: Terreno de pendiente suave si-tuado al pie de una cadena montañosa for-mado por materiales originados por ero-sión.

PLACA: Parte de la superficie terrestre que secomporta como una unidad rígida simple.Las placas tienen de 100 a 150 km de es-pesor. Están formadas por la corteza con-tinental o corteza oceánica o por ambas,encima del manto superior. Las placas semueven con relación al eje de la Tierra yde unas a otras. Existen 7 grandes placas(Africana, Euroasiática, Indo-Australiana,Pacífica, Norteamericana, Sudamericana yAntártica) y varias más pequeñas.

PLATAFORMA DE ABRASIÓN: Superficie planadesarrollada en material rocoso costero poracción erosiva del oleaje.

QUINCHA: Sistema de cerramiento construc-tivo antisísmico compuesto por una es-pecie de telar de madera y cañas recu-bierto con barro.

RÉPLICA: Sismo que ocurre después de un te-rremoto, generado por un reajuste de losesfuerzos actuantes en las rocas alrede-dor de la zona donde se generó el mencio-nado terremoto. Si bien es menos violen-to, puede ocasionar derrumbes en las cons-trucciones dañadas por el terremoto prin-cipal.

REPTACIÓN: Movimiento lento del terreno endonde no se distingue una superficie de



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falla. La reptación puede ser de tipoestacional, cuando se asocia a cambios cli-máticos o de humedad del terreno y ver-dadera cuando hay un desplazamiento re-lativamente continuo en el tiempo.

SEICHE: Palabra en alemán proveniente deSuiza que designa el oleaje inducido porla vibración del sismo en un lago o reci-pientes de agua (como piscinas), y a gran-des distancias del epicentro, aunque,particularmente, no representa amena-za o destrucción. Históricamente, ha sidoun fenómeno identificado en lagos deFinlandia y Suiza originados a partir degrandes terremotos en el Atlántico o elMediterráneo. La detección de este fe-nómeno tampoco indica generación de unmaremoto. Es un acontecimiento sobrelíquidos aislados, bastante distantes delradio de percepción de la intensidadsísmica Mercalli, en la superficie de latierra.

SISMICIDAD: Nivel de ocurrencia o concentra-ción de sismos en el espacio y en el tiem-po, para una región determinada.

SISMO DE INTRAPLACA: Su origen se da dentrode las placas tectónicas, en las denomina-das fallas locales. Se caracteriza por te-ner magnitudes pequeñas o moderadas yporque su hipocentro es más superficial(inferior a 20km).

SISMO DE INTERPLACA: Si el sismo ocurre pormovimiento de placas o interacción en laszonas de contacto de las placas tectóni-cas, se le denomina Sismo de Interplaca.Suele producirse en zonas donde la con-centración de fuerzas generadas por loslímites de las placas tectónicas da lugar amovimientos de reajuste en el interior yen la superficie de la Tierra. Su influenciapuede alcanzar desde pequeñas hasta gran-des regiones, pero su hipocentro suele en-contrarse localizado a profundidades ma-yores de 20 km, a veces de hasta 70 kiló-metros. Se caracteriza por tener una altamagnitud (mayor que 7), y una gran libe-ración de energía.

SISMÓGRAFO: Instrumento que registra losmovimientos de la superficie de la Tierraen función del tiempo y que son causadospor ondas sísmicas (terremotos).

SISMOGRAMA: Registro o gráfico de los sismoscaptados por un sismógrafo.

SISMOLOGÍA: Ciencia que estudia los terre-motos, fuentes sísmicas y propagaciónde ondas sísmicas a través de la Tierra.

SOLFATARA: Manifestación volcánica caracte-rizada por la emisión de gases, en generalricos en azufre, a una temperatura entre90 y 300° C.

TECTÓNICA: Adjetivo para referirse a la estruc-tura de la superficie de la Tierra y a lasfuerzas y deformaciones de la misma.

TEFRA: Cenizas y otros productos piroclásti-cos eyectados por un volcán en actividad.

TERREMOTO: Movimiento repentino de partede la corteza terrestre o sacudida produ-cida en la corteza terrestre o manto supe-rior. Un terremoto puede ser causado porel movimiento a lo largo de una falla o poractividad volcánica.

TERREMOTO CORTICAL: Es un terremoto super-ficial, ocurrido a una profundidad de has-ta 65 km.

TUGURIZACIÓN: Proceso por el cual un edifi-cio ocupado por una población cada vezmayor se va deteriorando, y sus instala-ciones (electricidad y agua) se saturanpaulatinamente.

VOLCÁN DE BARRO: Cono de barro y arcilla conforma de volcán y altura por lo general in-ferior a 2 m, que se origina por la emisiónde agua caliente y sedimentos finos mez-clados que fluyen a partir de un conductoen la tierra, por efectos de terremotos enáreas con licuefacción. Por lo general, losvolcanes de barro están alineados segúnfracturas del terreno.

VUELCO: Tipo de movimiento en masa en elcual hay una rotación hacia delante de unoo varios bloques de roca o suelo, alrede-dor de un punto o pivote de giro en su par-te inferior.

VULNERABILIDAD: Define la probabilidad deque una estructura sufra daños cuando sesomete a un movimiento fuerte de ciertaintensidad (ejemplo, terremoto).

ZONIFICACIÓN SÍSMICA: Mapa de una región queindica áreas (zonas) donde el nivel de pe-ligrosidad sísmica es casi constante o don-de los criterios para el diseño sismorre-sistente son iguales.


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