Estudio Exploratorio Para El Diseño De Un Sistema De Monitoreo De Remociones En Masa, En Las Cuencas De San Ramón, Macul Y Lo Cañas, Región Metropolitana

SERVICIO NACIONAL DE GEOLOGÍA Y MINERÍA

ESTUDIO EXPLORATORIO PARA EL DISEÑO DE UN SISTEMA DE MONITOREO DE REMOCIONES EN MASA, EN LAS CUENCAS DE SAN RAMÓN, MACUL Y LO CAÑAS, REGIÓN METROPOLITANA.

Valeska Farías S. Paula Escobar L. Mónica Marín D. Alejandro Alfaro S. Paula Olea E. Javier Fernández H. Manuel Arenas A. Paola Ramírez C.

INFORME REGISTRADO IR-16-64

S U B D I R E C C I Ó N N A C I O N A L D E G E O L O G Í A

2016 ESTUDIO EXPLORATORIO PARA EL DISEÑO DE UN SISTEMA DE MONITOREO DE REMOCIONES EN MASA, EN LAS CUENCAS DE SAN RAMÓN, MACUL Y LO CAÑAS, REGIÓN METROPOLITANA.

INFORME REGISTRADO IR-16-64

Inscripción No. 273.303 © Servicio Nacional de Geología y Minería, Avda. Santa María 0104, Casilla 10465, Santiago, Chile. Director Nacional (S): Mario Pereira A. Subdirector Nacional de Geología (S): Omar Cortés C. Derechos reservados. Prohibida su reproducción.

Edición Este informe no ha sido editado en conformidad con los estándares y/o nomenclatura de la Subdirección Nacional de Geología, del Servicio Nacional de Geología y Minería.

Referencia bibliográﬁ ca Farías, V.; Escobar, P.; Marín, M.; Alfaro, A.; Olea, P.; Fernández, J.; Arenas, M.; Ramírez, P. 2016. Estudio exploratorio para el diseño de un sistema de monitoreo de remociones en masa, en las cuencas de San Ramón, Macul y Lo Cañas, Región Metropolitana. Servicio Nacional de Geología y Minería, Informe Registrado IR-16-64: 92 p. Santiago. TABLA DE CONTENIDO

1 RESUMEN ...... 1 2 INTRODUCCIÓN ...... 2 2.1 JUSTIFICACION ...... 2 2.2 OBJETIVOS ...... 3 2.2.1 Objetivo General ...... 3 2.2.2 Objetivos Específicos ...... 3 2.3 AREA DE ESTUDIO ...... 4 2.4 CLIMA DE SANTIAGO ...... 5 3 ANTECEDENTES ...... 6 3.1 MARCO CONCEPTUAL ...... 6 3.1.1 Remoción en Masa ...... 6 3.1.2 Factores condicionantes y desencadenantes...... 8 3.2 BASE TOPOGRÁFICA ...... 13 3.3 GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA ...... 16 3.3.1 Marco geomorfológico regional ...... 16 3.3.2 Marco geológico regional...... 18 3.4 HIDRO-METEOROLOGÍA ...... 20 3.5 ESTUDIOS DE PELIGROS GEOLÓGICOS...... 21 4 ANÁLISIS Y SISTEMATIZACIÓN DE LA INFORMACION ...... 34 4.1 GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA LOCAL ...... 34 4.1.1 Geología local ...... 34 4.1.2 Geomorfología local ...... 46 4.2 MORFOMETRÍA DE LAS CUENCAS ...... 48 4.2.1 Red hidrográfica y cuenca aportante ...... 48 4.2.2 Parámetros de la cuenca ...... 50 4.3 CATASTRO DE REMOCIONES EN MASA...... 51 5 ASPECTOS RELACIONADOS AL MONITOREO DE FLUJOS DE DETRITOS ... 54 5.1 MODELAMIENTO...... 54 5.1.1 DFLOWZ. Método empírico-estadístico de Berti y Simoni (2007) ...... 54 5.1.2 MSF. Modelo de flujo de dirección única modificado ...... 58 5.1.3 RAMMS. Rapid Mass Movement Simulation ...... 59 5.1.4 TopRunDF 2.0 ...... 63 5.1.5 FLO-2D ...... 66

5.1.6 Resumen de cualidades de distintos softwares ...... 68 5.2 ESTRATEGIAS Y TIPOS DE MONITOREO ...... 68 5.3 SENSORES E INSTRUMENTOS PARA RED DE MONITOREO ...... 69 5.3.1 Sensor de tracción por cable ...... 70 5.3.2 Sensor de péndulo ...... 70 5.3.3 Geófonos ...... 70 5.3.4 Pluviógrafo de cubeta basculante ...... 70 5.3.5 Anemómetro ...... 71 5.3.6 Termómetro ...... 71 5.3.7 Ecosonda ...... 71 5.3.8 Cámara térmica ...... 72 5.3.9 Registrador de datos ...... 72 5.4 SENSORES DISPONIBLES EN El ÁREA DE ESTUDIO...... 74 6 MEDIDAS ESTRUCTURALES DE MITIGACION DE REMOCIONES EN MASA . 77 6.1 Remoción y/o conformación del perfil del terreno o talud ...... 77 6.2 Control de drenaje e infiltración...... 77 6.3 Estructura de contención para suelos...... 78 6.4 Estructuras de contención para rocas ...... 78 6.5 Protección de la superficie del talud con vegetación ...... 79 6.6 Obras para el Control de material Caído o Deslizado...... 79 6.7 Obras Solidas Transversales ...... 80 6.8 Obras flexibles transversales...... 81 7 PROPUESTA DE CONTINUIDAD ...... 82 7.1 DIAGNOSTICAR ...... 82 7.2 GENERAR ...... 82 7.2.1 Geología, Geomorfología y Geotecnia ...... 83 7.2.2 Línea base de monitoreo preliminar ...... 84 7.3 DISEÑAR ...... 85 7.4 IMPLEMENTAR ...... 85 7.5 TRANSFERIR ...... 85 8 CONCLUSIONES ...... 86 9 REFERENCIAS ...... 88

Índice de Figuras

Figura 1: Ubicación Área de Estudio ...... 4 Figura 2: Climograma de la ciudad de Santiago (DMC, 2001) ...... 5 Figura 3: Esquema que indica la zona de depositación de un flujo aluvial, inmediatamente después del cambio de pendiente entre la zona de generación en la cordillera, y su llegada al valle. Las construcciones se encuentran inmediatamente adyacentes a los depósitos recientes, probablemente sobre depósitos aluviales antiguos...... 10 Figura 4: Levantamiento aerofotogramétrico disponible en el área de estudio...... 15 Figura 5: Mapa Morfológico Región Metropolitana (Börgel, 1983)...... 16 Figura 6: Mapa Geológico Regional, Modificado de Thiele, 1978) ...... 19 Figura 7: Descripción sintética de las condiciones meteorológicas asociadas al evento del 3 de Mayo de 1993 (DMC, 2000)...... 21 Figura 8: Mapas de alcance de los flujos detriticos de 1993, A. flujo detrítico Quebrada San Ramón y B. flujo detrítico Quebrada Macul (Naranjo y Varela, 1996) ...... 22 Figura 9: Análisis de Vulnerabilidad ante la ocurrencia de Aluviones y Crecidas (AC Consultores, 1996) ...... 23 Figura 10: Mapa de Vulnerabilidad de A. la Quebrada San Ramón, B. Quebrada Macul, C. Quebrada Nido de Águilas (AC Consultores, 1996) ...... 23 Figura 11: Mapa de Peligro de flujos de detritos, de la Quebrada Lo Cañas (Sepúlveda, 1998) ...... 25 Figura 12: Mapa de Peligro de Remociones en Masa e Inundaciones de la cuenca de Santiago, escala 1:100.000 (Sernageomin, 2003)...... 27 Figura 13 Mapa de Peligro de A. caída de roca, B. flujos de detritos, C. deslizamientos superficiales de suelos para la Quebrada San Ramón en escenario estático (Lara, 2007) ...... 29 Figura 14: Mapa de susceptibilidad de A. flujos detríticos, B. deslizamientos de suelo, C. deslizamientos de roca, D. caída de roca para la Quebrada Macul (Martínez, 2009) .. 30 Figura 15: Mapa de Alcance de Peligro de Flujos de Detritos de la Quebrada Macul (Garrido, 2012) ...... 31 Figura 16: Mapa de susceptibilidad de A. caída de roca, B. flujos de detritos, C. deslizamiento de roca, D. Deslizamiento de suelos para la comuna de la Florida (La Florida, 2014) ...... 32 Figura 17: Mapa de Amenazas Hídrico meteorológica de la Comuna de La Florida (La Florida, 2014)...... 33 Figura 18: A) Depósitos de la Unidad Pleistoceno Inferior y Medio en el cerro Calán. Estos depósitos se encuentra fallados y plegados, en la fotografía se ve una falla inversa de manteo subvertical y rumbo noroeste. B) Depósitos fluviales imbricados pertenecientes a esta misma unidad. C) Diagrama de polos de imbricación medidos en el Cerro Calán, que indica aportes desde el este, y en el Cerro Apoquindo, medidos al este (E) y al oeste (W) de la falla, en estos últimos se observan aportes desde la misma dirección (Norte) pero con un basculamiento entre los dos niveles medidos. Extraído de Rauld (2011)...... 36

III

Figura 19: Depósitos aluviales de la unidad Pleistoceno Medio y Superior, en uno de los pocos afloramientos posibles de revisar. En sector norte del área de estudio, cerca del Cerro Calán. Extraído de Rauld, 2011...... 37 Figura 20: Afloramiento de Pmsa en ladera sur de la quebrada San Ramón, visto desde ladera norte...... 38 Figura 21: Depósitos de ceniza en la unidad del Pleistoceno Medio y Superior, estos depósitos son correlacionables mineralógica y químicamente con los depósitos asignados a la Igmimbrita Pudahuel. Extraído de Rauld, 2011...... 38 Figura 22: Clasto imbricado de Pmsa, entre quebrada San Ramón y quebrada de Macul...... 39 Figura 23: Morfología abultada caracterizada como Qrma. Se presenta una unidad de bloque rocoso con escarpes activos, observado en terreno a quebrada San Ramón en la ladera sur. Se encuentra en la zona caracterizada como Fm. Abanico, sin embargo aledaño a ella también se observan depósitos aparentemente aluviales que podrían ser parte de Pmsa. Por lo tanto en el mapa se clasifica como Qrm. Corresponde a una remoción en masa planar activa que se encuentra en proceso de avance...... 40 Figura 24: Avalancha observada en terreno y clasificada como Qrmt ...... 41 Figura 25: Observación a lo lejos de depósitos Qd (se confunde desde lejos con hombreras glaciares)...... 42 Figura 26: Mapa Geológico del área de estudio ...... 45 Figura 27: Ubicación de los exutorios. Fuente: Elaboración Propia...... 48 Figura 28: Red de drenaje y cuencas aportante a cada exutorio. Fuente: Elaboración Propia...... 49 Figura 29: Perfil Longitudinal del drenaje principal de las quebradas de Ramón, Macul y Lo Cañas ...... 49 Figura 30: Curvas Hipsométricas de las quebradas de San Ramón, Macul y Lo Cañas .. 50 Figura 31: Perfiles esquemáticos representando el modo en que DFLOWZ calcula el orden en que se irán rellenando la fisiografía de los cauces para 3 casos hipotéticos. A: área de la sección transversal de inundación...... 56 Figura 32: Esquema ilustrativo de cómo operan los cálculos en DFLOWZ (Berti y Simoni, 2007) ...... 58 Figura 33: Datos de entrada de RAMMS y la interfaz del usuario (modificada de Hussin, 2011)...... 60 Figura 34: Formato grilla ESRI ASCII para el DEM. Extraída de WLS, 2013...... 61 Figura 35: Hidrografía de tres puntos. Extraída de WLS, 2013...... 62 Figura 36: Ingreso de la localización de la hidrografía de entrada...... 62 Figura 37: Interfaz donde se ingresan los parámetros de entrada del programa TopRunDF2.0 ...... 65 Figura 38: Comparación entre un modelo en RAMMS (izquierda) y TopRun (derecho), (Scheidl et al., 2013)...... 66 Figura 39: Umbral de precipitación (Arattanoy Marchi, 2008) ...... 69 Figura 40: Estación optimizada en sensors de bajo costo. Se muestra el sensor de tracción por cables y el de péndulos. Extraída de Progress of Geo-Disaster Mitigation Technology in Asia (página 274 en Google books)...... 70

Figura 41: Ubicación de estaciones meteorológicas de interés para este estudio...... 75 Figura 42: Ubicación estación fluviométrica de interés para este estudio...... 76 Figura 43: Ejemplo de Remoción y/o conformación del perfil del terreno o talud ...... 77 Figura 44: Ejemplo de Control de drenaje e infiltración...... 78 Figura 45: Ejemplo de Estructuras de contención para rocas ...... 79 Figura 46: Mallas metálicas como control de material caído o deslizado ...... 80 Figura 47: Vista en planta de las piscinas transversales de la Quebrada Macul...... 80 Figura 48: Ejemplo malla contención flujo de detritos ...... 81

Índice de Tablas

Tabla 1: Clasificación del tipo de remociones en masa en función del tipo de material (Varnes, 1978; Modificado de Proyecto Multinacional Andino, 2007) ...... 6 Tabla 2: Descripción técnica del equipamiento para adquirir las imágenes...... 14 Tabla 3: Características técnicas de los vuelos...... 14 Tabla 4: Caudales estimados por AC Ingenieros Consultores Ltda., 1996 ...... 24 Tabla 5: Volumen total de sólidos de un flujo detrítico...... 24 Tabla 6: Características de los eventos ocurridos en la quebrada de Macul (Vargas, 1999). P24(t) es la precipitación del día del evento, P24(t-) la precipitación del día antes del evento, itc el tiempo de concentración de la cuenca aportante, IPA la precipitación acumulada 30 días antes del evento, HLN la altura de la línea de nieve...... 26 Tabla 7: Caudal máximo probable en la quebrada de Macul ...... 26 Tabla 8: Parámetros morfométricos de la cuenca ...... 50 Tabla 9: Tiempo de concentración para las quebradas de Macul, San Ramón y Lo Cañas ...... 51 Tabla 10: Eventos meteorológicos generadores de Flujos registrados para las cuencas en estudio ...... 52 Tabla 11: Datos de PP calculados de las estaciones Pluviométricas Antupirén Y Quebrada San Ramón ...... 52 Tabla 12: Datos de Precipitación calculados de la estación Cerro Calán ...... 53 Tabla 13: Comparación entre los distintos softwares que pueden ser utilizados para modelar flujos detríticos...... 68 Tabla 14: Resumen utilidad distintos sensores...... 72 Tabla 15: Parámetros adicionales de un flujo de detritus y dispositivos de medición...... 73 Tabla 16: Ventaja y desventajas comparativas de los distintos sensores...... 74

1 RESUMEN

El presente documento es el resultado de una exhaustiva recopilación de antecedentes e información relacionada con fenómenos de remoción en masa en las quebradas de San Ramón, Macul y Lo Cañas. Este trabajo exploratorio, corresponde a una línea base que permitirá establecer los lineamientos y necesidades para dar continuidad a un proyecto que permita abordar de manera efectiva el peligro de remociones en masa para las quebradas anteriormente mencionadas. A partir del análisis de los antecedentes que se exponen a continuación, se pueden definir distintas estrategias para abordar el peligro, desde las orientadas al modelamiento de flujos para el diseño de obras de control aluvional en las zonas cercanas a las áreas de generación, hasta un sistema de monitoreo de quebradas para la alerta temprana. La información recopilada, y a su vez sistematizada, comprende las materias de topografía, geología y geomorfología, hidrometeorología, antecedentes de peligro o amenaza geológica, herramientas para monitoreo y modelamiento de procesos, entre otros. Respecto de las características de las cuencas y el tipo de eventos meteorológicos que han generado eventos de remociones en masa, se destaca que en su mayoría el material disponible y las precipitaciones ha provocado “aluviones” en forma reiterada, con una recurrencia alta, que lamentablemente ha generado daños y perjuicios a la comunidad. Uno de los más importantes es el ocurrido en mayo de 1993. Por otro lado, dentro de la base de datos disponible, es relevante señalar que para el área del proyecto se cuenta con imágenes de alta resolución con pixeles entre 15 cm y 30 cm, lo que permitió generar modelos digitales de elevación y sub-productos con un detalle de 1 m. Este insumo facilitó la generación y actualización de la geología y geomorfología del área, obteniendo un producto vectorial compilatorio a escala 1:25.000, el cual fue complementado con trabajo de terreno. Asimismo, a partir de información base del medio físico, se determinó el tiempo de concentración en las cuencas asociadas a las tres quebradas. En el caso de la cuenca de Macul el tiempo de concentración es de 37 min, mientras que en la quebrada de San Ramón es de 62 min y en la quebrada de Lo Cañas es de 15 min. Estos tiempos de concentración indican que en caso de producirse eventos de intensa precipitación en pocos minutos el tiempo de respuesta para evacuar es muy estrecho, es decir, no sería real considerar una alerta temprana para los planes de evacuación. Finalmente, existen numerosos estudios que analizan y evalúan el peligro de remociones en masa en las quebradas de la zona oriente de Santiago, principalmente flujos de detritos. En estos trabajos se han elaborado mapas de amenaza con variadas metodologías, objetivos e insumos; que ayudan a comprender el comportamiento y análisis de los detonantes (lluvias intensas, sismos) y condicionantes (geología, geomorfología, etc.) en dichas cuencas. Estos estudios señalan que el principal peligro que enfrentan las zonas de descarga o abanicos aluviales de las cuencas, se asocia a remociones en masa de tipo flujo de detritos los cuales son altamente destructivos, generando un riesgo alto para las construcciones cercanas a estos. Si bien, la información es abundante, se hace necesario unificar los criterios y métodos de análisis en un producto único que sea comparable entre las distintas áreas de trabajo.

2 INTRODUCCIÓN

La Región Metropolitana puede verse afectada por distintos tipos de peligros naturales, entre ellos destaca el peligro de remociones en masa, que presenta una mayor recurrencia, afectando a personas y bienes económicos. Desde 1908 a la fecha existen registros de al menos 47 eventos mayores de remociones en masa, de los cuales los más recurrentes y devastadores han sido los flujos de detritos (aluviones). A modo de ejemplo, durante el aluvión del 3 de mayo de 1993, en las quebradas Macul y San Ramón, se registraron 26 víctimas fatales, 9 desaparecidos y cuantiosos daños a la propiedad pública y privada (Naranjo y Varela, 1996). Luego, el conocimiento de las remociones en masa y las recomendaciones técnicas que surgen sobre la base de estos estudios pueden contribuir a minimizar sus efectos sobre la población e infraestructura (Hauser, 2000). El área de estudio está enmarcada en el segmento de la Cordillera de los Andes, en la Región Metropolitana que tiene influencia directa en la zona oriente del valle central, denominado “Frente Cordillerano”. En este sector las cuencas mayores corresponden a la cuenca del río Mapocho por el norte y a la cuenca del río Maipo por el sur. Para la selección de las cuencas de las Quebradas San Ramón, Macul y Lo Cañas, se estimó que estas contaban con abundante información básica (antecedentes) además que sus abanicos o zonas de descarga se encuentran altamente intervenidos y habitados, por lo que la ocurrencia de un evento aluvional puede afectar directamente a un gran porcentaje de la población que habita el sector mayormente expuesto, al oriente de Santiago. El propósito de este trabajo es el de actualizar y analizar el estado del arte en cuanto a la información asociada al peligro de remociones en masa de las cuencas San Ramón, Macul y Lo Cañas, ubicadas al oriente de Santiago, Región Metropolitana. El objetivo primordial de este trabajo es presentar las bases para el diseño de un sistema de gestión de riesgo por remoción en masa, el cual podría orientar a estudios de modelamiento y diseño de medidas de control aluvional en las áreas más proximales a las zonas de generación, pudiendo concluir en la pertinencia o no de un sistema de monitoreo de remociones en masa para dichas cuencas, esto último depende de los resultados obtenidos en las etapas siguientes. La información recopilada se sustenta, principalmente, en los antecedentes y registros de remociones que han afectado al área de estudio, antecedentes de software para modelación de flujos de detritos, antecedentes de programas y herramientas de monitoreo, además de aerofotografías y topografía de alta resolución. Estos antecedentes se encuentran, en general, sistematizados en mapas de peligros geológicos, informes técnicos, memorias de título, tesis de grado, Planes Reguladores Comunales (PRC), cursos de capacitación, publicaciones y estudios científicos, entre otros.

2.1 JUSTIFICACION

El impacto de las remociones en masa en la zona urbana, ha tomado un carácter dramático en las últimas décadas, debido a la creciente presión por nuevos espacios

habitables. La expansión urbana de las comunas de la zona oriente, continúa cada vez más hacia el piedemonte andino, insertándose en áreas con peligro de ser afectadas por aluviones, ya que geográficamente, estos nuevos polos se sitúan en las zonas de depositación de numerosas quebradas. En este escenario, se hace urgente conocer la distribución geográfica, la magnitud y el alcance que pueden tener los eventos de remociones en masa. Sobre el análisis de estos antecedentes se pueden definir estrategias para la reducción de riesgo, tales como, la implementación de un sistemas de monitoreo adecuado para resguardar la seguridad de la población que vive en áreas expuestas. Cabe mencionar que la zona cordillerana de la Región Metropolitana, posee características geológicas y geomorfológicas que la hacen proclive a la generación de remociones en masa. Esta condición, favorecida por abundante material disponible para ser removido, junto a los agentes desencadenantes como lluvias, resultan en la combinación ideal para generar flujos de detritos. Según los registros del SERNAGEOMIN, existen numerosos eventos de remociones en masa, los cuales se concentran en el límite oriental de la cuenca de Santiago, donde se ubican las comunas de Lo Barnechea, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida, Puente Alto y San José de Maipo. Finalmente, sobre la base de la información presentada y considerando las condiciones propias del frente cordillerano en la Región Metropolitana, resulta imprescindible evaluar la factibilidad de implementar un sistema integrado de monitoreo de remociones en masa. Para ello se deberán identificar lineamientos claros de ejecución y proyección, siendo fundamental el análisis de las falencias, debilidades y aportes reales que pudiera tener un sistema de estas características para la población afectada en el área específica.

2.2 OBJETIVOS

2.2.1 Objetivo General

Realizar un diagnóstico, basado en la actualización y análisis sistematizado de la información existente y de aquella generada durante este estudio, en materias del peligro de remociones en masa para las quebradas San Ramón, Macul y Lo Cañas, con el fin de proponer una estrategia de desarrollo para evaluar la factibilidad técnica de un sistema de monitoreo y alerta temprana que sirva como herramienta en la gestión del riesgo de desastres de estas quebradas.

2.2.2 Objetivos Específicos

Para llevar a cabo el Objetivo general se deben cumplir al menos los siguientes objetivos específicos:

Recopilar y sistematizar antecedentes en los ámbitos geológico, geomorfológico, meteorológico, hidrológico y de eventos de remoción en masa previos, referidos al área de estudio. Recopilar y revisar antecedentes técnicos referentes a sensores, equipos, estaciones, tecnologías, softwares de modelación, estudios y levantamientos de información necesarios para el desarrollo de un sistema integrado de monitoreo de remociones en masa. Proponer las bases técnicas para el desarrollo de un sistema de monitoreo de quebradas para el caso de San Ramón, Macul y Lo Cañas.

2.3 AREA DE ESTUDIO

Este estudio considera el análisis de 3 cuencas de la Región Metropolitana, las que se encuentran en el piedemonte del frente cordillerano en el sector oriente de la ciudad de Santiago (Figura 1), estas son: San Ramón, Macul y Lo Cañas.

Figura 1: Ubicación Área de Estudio

Las cuencas en cuestión se localizan administrativamente en 5 comunas, Las Condes, La Reina, Peñalolén, La Florida y Puente Alto. El límite entre las quebradas Macul y San Ramón es el cerro homónimo de esta última, con lo cual la altura máxima para ambas cuencas es de 3.240 m s.n.m. Similar situación ocurre en el límite entre las quebradas Macul y Lo Cañas con el Cerro Tarapacá que alcanza los 2.437 m s.n.m.

2.4 CLIMA DE SANTIAGO

El clima de Santiago se define como templado cálido con lluvias invernales y estación seca prolongada. Este clima, corresponde al de tipo mediterráneo, el cual se desarrolla con todas sus características, es decir, precipitación concentrada en los meses de invierno y una estación muy seca producida por un dominio anticiclónico ininterrumpido (Figura 2). Estos períodos estacionales de marcadas características no son semejantes, ya que su fase de estación seca se prolonga por siete u ocho meses. La Cordillera de la Costa evita la influencia del mar, contribuyendo a exagerar los valores de las temperaturas, acusándose un cierto grado de continentalidad, situación que se aprecia en las notables oscilaciones térmicas diarias y anuales (DMC, 2001).

Figura 2: Climograma de la ciudad de Santiago (DMC, 2001)

El comportamiento térmico anual de Santiago se ve influenciado por la orografía del lugar, lo que puede generar fuertes gradientes de temperatura entre una zona y otra, llegando hasta 6°C en aquellas áreas ubicadas hacia el sector cordillerano, en relación con aquellos sectores de los más bajos. El régimen de lluvias anuales presenta registros superiores a los 300 mm en la zona baja de Santiago y a medida que aumenta la altura, hacia el sector del frente cordillerano, se observa un incremento en los valores anuales de agua caída, alcanzando totales mayores a 750 mm. En general en el periodo de invierno predominan las precipitaciones tipo orográfico (Vargas, 1999), mientras que en época estival predominan las precipitaciones de tipo convectivas (Garreaud y Rutlant, 1997).

3 ANTECEDENTES

3.1 MARCO CONCEPTUAL

El concepto de remoción en masa (RM), está referido a todos aquellos procesos de movilización lenta o rápida de determinado volumen de suelo, roca, o ambos. Los movimientos de RM corresponden a procesos gravitacionales, considerando que una porción específica del conjunto del terreno se desplaza a una cota o nivel inferior a la original (Hauser, 2000). A continuación se definen algunos conceptos claves relacionados con las remociones en masa, las clasificaciones más usadas en relación con el tipo de movimiento y los materiales involucrados, así como, los factores condicionantes y factores desencadenantes, que favorecen la ocurrencia de este tipo de fenómenos.

3.1.1 Remoción en Masa

Una remoción en masa se define como un movimiento descendente por efectos de la gravedad de un volumen de material constituido por roca, suelo o por ambos (Cruden, 1991). Las remociones en masa comprenden distintos tipos de eventos donde varía tanto el material involucrado como el mecanismo de desplazamiento. En base a esto se han propuesto distintas clasificaciones, una de las más difundidas es la de Varnes (1978) quién ha desarrollado una clasificación basada en la naturaleza del material involucrado y el tipo de movimiento (Tabla 1).

Tabla 1: Clasificación del tipo de remociones en masa en función del tipo de material (Varnes, 1978; Modificado de Proyecto Multinacional Andino, 2007) TIPO DE REMOCIONES EN TIPO DE MATERIAL MASA Caída Suelo Flujos de detritos (aluviones) Deslizamiento Traslacional Rotacional Grano grueso Grano fino Roca Extensiones laterales (detritos, <80% (barro,>80%, partículas < 2mm) partículas < 2mm) Reptación Volcamiento

El material involucrado se caracteriza respecto a sus propiedades geotécnicas, diferenciando entre roca y suelo. Donde la roca se define como la masa firme, intacta antes del evento. El suelo se diferencia entre tierra o barro (> 80% partículas menores a 2mm), y detritos (20% - 80% partículas mayores a 2 mm). Dentro de las remociones en masa definidas, se pondrá especial énfasis en los denominados flujos de detritos (aluviones) debido a ser los más recurrentes en el área cordillerana de la Región Metropolitana. Según Bobrowsky (2013) un flujo de detritos es

una remoción en masa rápida a extremadamente rápida del tipo flujo, el cual viaja en canales de alta pendiente y está compuesto de una mezcla saturada en agua, suelos granulares, materiales orgánicos, gravas y otros detritos (disponibles a lo largo de la trayectoria del flujo). La mayoría de las laderas naturales están cubiertas por suelos coluviales de espesor variable, interrumpidos localmente por fenómenos superficiales conocidos como fluencia de suelo y derrumbes locales. El coluvio y otros materiales se acumulan naturalmente en depresiones y cerca del talweg1 de los canales de drenaje empinados, donde es probable que se saturen durante períodos de alta infiltración. Durante estos estadios de alta infiltración aumenta la presión de poros, pudiendo generarse alguna remoción en masa en las laderas, como por ejemplo deslizamientos de detritos o suelos, caída de rocas, desprendimientos de suelos por sobre-erosión, etc. Estas remociones en masa, al alcanzar niveles deprimidos de un drenaje, aumentan instantáneamente el stress (esfuerzo) total de los depósitos ya saturados. Dada la rápida aparición de dicha carga, incluso materiales granulares permeables no puede drenar lo suficientemente rápido, generándose un exceso en la presión de poros del depósitos. Como resultado de esto mecanismo de "rápida carga sin drenaje", el material en el talweg se desestabiliza y se une al material ya en movimiento, y una ola de traslación de los restos licuados continúa pendiente abajo. Además de remociones en masa locales, la iniciación de un flujo de detritos puede ocurrir debido a falla por cizallamiento de los depósitos del talweg durante intensos flujos de aguas o por acumulación de micro drenajes que aporten agua y sedimento en exceso al sistema estable de un cauce. Debido a que la iniciación se produce normalmente durante un período de precipitaciones inusualmente intensas o deshielos, el inicio simultáneo en varias ramas de un sistema de drenaje empinado es algo común. A medida que el flujo de detritos avanza pendiente abajo, el ciclo de carga (stress) rápida a los depósitos saturados del talweg se van repitiendo cíclicamente, aumentando la masa y por ende la fuerza del mismo. Al mismo tiempo que se van incorporando detritos del talweg, el flujo va incorporando agua tanto de los depósitos saturados como de la escorrentía superficial de la cuenca. El movimiento de flujo de detritos aguas abajo no es un proceso estable, esta inestabilidad se evidencia por olas caracterizadas por un frente con una importante concentración de cantos rodados y bloques (“a moving damn”) o una zona de muy alta turbulencia. Detrás del frente de la ola se presenta la zona de profundidad máxima, cuerpo, (puede ser de distintos largos) el cual presenta un material saturado bastante denso y fluye casi siempre de forma laminar. Al final se encuentra la cola, o flujo entre olas (dependiendo del caso) donde el flujo se encuentra más diluido y se comporta normalmente de manera turbulenta. Son estas olas u oleadas (frente) que diferencian un flujo de detritos respecto a una inundación de detritos, siendo la primera mucho más destructiva, debido a la alta energía con que se presenta el frente.

1 Línea o segmento que está determinado por la zona o puntos de menor altura en un valle o cauce hídrico; perfil longitudinal del cauce (Neuendorf, et al. 2005).

Los flujos de detritos son muy comunes en las cuencas montañosas y de alta pendiente, particularmente en donde la ocurrencia de periodos de intensas precipitaciones son comunes y existen depósitos no consolidados. Los depósitos de sedimentos aluviales en las quebradas, constituyen un lugar habitual para la ubicación de construcciones, ya que presentan una baja pendiente y un relieve suave, este tipo de depósitos se denominan “abanicos aluviales”. En el área de estudio parte importante de las edificaciones se han emplazado sobre estos depósitos, por lo que se hace fundamental analizar la recurrencia de este tipo de fenómenos y los factores desencadenantes de los mismos, con el objetivo de incorporar este conocimiento en los programas de gestión del riesgo de desastres.

3.1.2 Factores condicionantes y desencadenantes.

Cada evento de remoción en masa es el resultado de una combinación aleatoria de factores condicionantes (relativamente estables, intrínsecos, constitutivos del medio físico) y factores desencadenantes (variables, externos, generalmente asociados al clima local o eventos sísmicos). Por otra parte, se han identificado causas inmediatas de movimientos de masa, tales como: concentración de aguas lluvias, erosión en cárcavas, rellenos y excavaciones artificiales, cultivos en pendientes y procesos geológicos.

3.1.2.1 Factores Condicionantes.

Se refiere a todos aquellos factores naturales o antrópicos que contribuyen o influyen a la inestabilidad de una ladera o talud, pero que no constituyen el evento detonante del movimiento (Proyecto Multinacional Andino, 2007). Se reconocen como factores condicionantes principales a los factores geológicos, geotécnicos, geomorfológicos, hidrológicos, hidrogeológicos, antrópicos y climatológicos.

3.1.2.1.1 Geología y geotecnia

Existen ciertas condiciones del terreno que inducen susceptibilidad al movimiento en masa, por ejemplo: los suelos arcillosos y saturados de agua, los suelos sueltos con estructura particular y baja resistencia al corte, fracturamiento intenso en roca, rocas sedimentarias alternadas con estratos paralelos a la pendiente de la ladera, rocas metamórficas de estructura muy esquistosa, rocas metamórficas muy alteradas, existencia de fallas o fracturas interceptando la ladera, existencia de fuerte escorrentía en las laderas y suelos de coluvios. Es por ello que se hace fundamental la caracterización detallada de la geología del área, incluyendo datos geotécnicos del macizo rocoso, su índice de fracturamiento, grado y tipo de alteración y rellenos de fracturas. Esto permite hacer una estimación de la cantidad de material disponible para ser arrastrado en caso de generarse un proceso de remoción en masa. En la zona cordillerana de Santiago, el carácter geológico, tectónico y geomecánico del relieve resulta propicio para el desarrollo de remociones en masa. Extensos macizos rocosos están integrados por una cobertura de rocas volcánicas rígidas resistentes

(Formación Farellones) que se apoyan discordantemente sobre una potente secuencia volcanoclástica, integrada por rocas menos resistentes, susceptibles a experimentar deformaciones (Formación Abanico). Estas características provocan esfuerzos tensionales, en la roca de menor resistencia, con ruptura frágil, concordante con discontinuidades mecánicas, vinculadas a planos de estratificación, ello acentúa los procesos de desintegración superficial y acelera la generación de posteriores remociones en masa (deslizamientos, flujos, desprendimientos) (Hauser, 2000). En el área de estudio, en el caso de las cuencas de las quebradas Macul y San Ramón, las rocas tienen una disposición estructural (estratificación) y disponibilidad de materiales sueltos de fácil remoción, que facilitan la formación rápida de corrientes primarias de bloques y barro. Estas a través de cursos múltiples aportan en forma violenta y simultánea (favorecida por la pendiente), una gran cantidad de materiales a los canales de escurrimiento de las quebradas principales, generando flujos hiperconcentrados de barro y detrito de gran volumen, torrencialidad y energía destructora. Estos flujos y fenómenos conjuntos, podrían afectar cualquier parte de la amplia superficie urbanizada de los depósitos aluviales de descarga de las quebradas San Ramón, Macul y Lo Cañas.

3.1.2.1.2 Geomorfología

El factor geomorfológico dice relación con las condiciones del terreno que pueden tener injerencia en la generación, transporte y depositación de remociones en masa. Así, aspectos como la pendiente, elevación, orientación y curvatura de laderas, distancia respecto de la red hidrográfica son preponderantes al momento de evaluar el peligro de remociones en masa. La pendiente es uno de los factores que controla los procesos gravitacionales de remociones en masa. Por ello es necesario establecer cuáles son los valores de pendiente a partir de los cuales se activan dichos procesos. Estos umbrales varían según la naturaleza de los materiales. A modo de ejemplo, según Naranjo y Varela (1993), los depósitos de los flujos detríticos de la Quebrada Macul, indican que la fracción más gruesa de la carga detrítica fue depositada, principalmente, en los sectores de ruptura o cambio de pendiente, donde los flujos con un frente en forma de ola, perdieron su energía, debido a un quiebre más marcado (Figura 3). Por otra parte, las pendientes de los cauces y laderas de la quebrada Macul son notablemente mayores que las de la quebrada San Ramón, principalmente en el tramo correspondiente al canal de escurrimiento y cono aluvial, lo que le confiere una alta capacidad de transporte y energía a sus flujos.

Figura 3: Esquema que indica la zona de depositación de un flujo aluvial, inmediatamente después del cambio de pendiente entre la zona de generación en la cordillera, y su llegada al valle. Las construcciones se encuentran inmediatamente adyacentes a los depósitos recientes, probablemente sobre depósitos aluviales antiguos.

3.1.2.1.3 Acciones antrópicas

Existen actividades humanas concretas que pueden condicionar la activación de procesos de remoción en masa, tales como cortes de ladera para construcción de redes viales, casas o edificios que no consideran la pendiente natural del terreno o no implementan medidas de contención adecuadas. También la impermeabilización de los suelos (principalmente por la utilización de pavimento) genera un aumento en la escorrentía superficial.

3.1.2.1.4 Hidrología e Hidrogeología

La red de drenaje, las posiciones y variaciones del nivel freático, caudales, coeficientes de escorrentía y coeficientes de infiltración, son factores hidrológicos e hidrogeológicos que condicionan la generación de remociones en masa ya que están directamente relacionados a la incorporación de agua en los suelos o macizos rocosos. El suelo saturado presentará variaciones en los rangos de cohesión dependiendo de su granulometría.La incorporación de agua en la estructura del suelo, que en ciertos casos puede llegar a la saturación, genera una disminución en la resistencia del material, disminuyendo su tensión efectiva producto de la generación de presiones de poros (Lambe y Whitman, 1972). En roca, el agua puede contribuir a la pérdida de resistencia al infiltrarse en las estructuras, ejerciendo tensiones en estas estructuras que se oponen a las tensiones que la mantienen estable. En el caso de los flujos, éstos en su gran mayoría se generan por saturación del material, lo cual al provocar un aumento en la presión de poros disminuye su resistencia efectiva. La identificación de zonas húmedas o saturadas es de gran importancia para la identificación de áreas críticas para la generación éstos. La posición del nivel freático y sus variaciones es un factor relevante, ya que al encontrarse a poca profundidad, con la incorporación de agua proveniente de lluvias o fusión de nieve, puede ascender rápidamente llegando a generar la saturación del

material superficial. Asimismo, en suelos arenosos afectados por solicitaciones sísmicas (por efecto de terremotos o acción antrópica), el nivel freático puede ascender hasta el punto de saturar el material, generando en el suelo un comportamiento del tipo fluido viscoso (licuefacción del suelo) producto de la vibración. Se debe tener en cuenta al momento de evaluar este factor, que la distribución de agua subterránea varía de acuerdo a la topografía y a la condición de meteorización del sustrato rocoso (Pathak y Nilsen, 2004). Aunque los flujos de detritos se asocian a un suelo saturado, el flujo puede ir incorporando líquido en el trayecto, generándose en un principio por la inestabilidad del suelo condicionada por la resistencia, el ángulo de fricción interna y el grado de saturación del suelo (Yoshida et al., 1991). Existen movimientos de ladera complejos, que pueden derivar en un flujo de detritos o un flujo seco, dependiendo si hay o no incorporación de agua al material transportado (Varnes, 1978). Por otro lado, la presencia de vertientes en zonas escarpadas o acantilados 0 la infiltración de agua entre las fracturas de la roca, propiciando la separación de estas y la posterior pérdida de contacto entre las paredes de la roca, que la mantienen estable.

3.1.2.2 Clima

Los principales factores que generan erosión de laderas son las precipitaciones, hielo, temperaturas, viento, radiación solar. Las precipitaciones, además de ser consideradas uno de los factores desencadenantes de remociones en masa más importantes, condicionan la estabilidad del macizo, al disminuir la resistencia de las estructuras al incorporar agua entre las fracturas del macizo y/o la estructura del suelo, disminuyendo el coeficiente de roce. Este factor adquiere gran importancia por ejemplo para la generación de caídas de roca en zonas de acantilados, puesto que el agua se infiltra por arriba y las caídas suelen producirse cerca de la cumbre de las laderas. Por otro lado, la mayoría de los grandes flujos de detritos y barro han sido gatillados por lluvias intensas, asociadas con saturación del material por lluvias previas cercanas al día del evento que en este caso estarían actuando como condicionante en la estabilidad de la ladera. También hay antecedentes de flujos desencadenados por procesos de deshielo, aunque son menos frecuentes. La temperatura es un factor climático de importancia que condiciona el estado de la precipitación, es decir, si es sólida o líquida, controla el punto de fusión de la nieve, modifica la humedad del suelo luego de las lluvias y condiciona el congelamiento del suelo. Los procesos de hielo-deshielo afectan fuertemente la estructura del macizo rocoso al ser responsables del fracturamiento de éste a través del crioclastismo, el cual a su vez es función de la orientación de las laderas producto del grado de exposición al sol. Por otro, lado el viento tiene efectos sobre el ángulo de incidencia de las gotas de lluvia y además en la desestabilización de laderas abruptas con árboles (Selby, 1993). Al moverse los arboles por causa del viento, se producen tensiones en las raíces que pueden provocar pérdida de cohesión en el suelo. Por último, el factor climático de radiación solar también incide en la inestabilidad de laderas, al influir en la condición de humedad del material, disminuyendo la resistencia de las laderas mientras mayor grado de humedad éstas presenten. En el área de estudio

este punto se encuentra ligado a la presencia de vegetación, ya que la vegetación de tipo arbustiva-arbórea se encuentra principalmente en zonas protegidas de intensa radiación solar, mientras que en las laderas de exposición norte es principalmente de tipo suculentas (ej. cactáceas).

3.1.2.3 Factores Desencadenantes.

Los factores desencadenantes o detonantes son aquellos que gatillan el movimiento y que dan origen a un fenómeno de remoción en masa. Estos factores son agentes externos, en algunos casos relacionados indirectamente con las características geológicas, geomorfológicos y/o antrópicas del áreas, pero que por lo general se originan por las condiciones medio-ambientales de la zona, en un periodo de tiempo definido. Dentro de los factores desencadenantes más comunes se encuentran las precipitaciones, la altura de la isoterma 0°, los movimientos sísmicos y factores antrópicos.

3.1.2.3.1 Precipitaciones.

La precipitación es el factor desencadenante de remociones en masa más común, ocasionalmente complementado con el derretimiento de cuerpos de nieve. Dependiendo del terreno, las concentraciones de lluvias pueden incrementar significativamente la presión de poro en una ladera, reduciendo la resistencia del material y ocasionando flujos, deslizamientos u otro tipo de RM (Petley, 2010). En el piedemonte andino de Santiago, según Hauser (1985) se establece una relación genética entre el monto de las precipitaciones por día y el desencadenamiento de remociones en masa, llegándose a configurar escenarios de alta probabilidad de ocurrencia de estos procesos si la lluvia supera los 60 mm/24 hr. López (1996) (en Ferrando, 2002), obtiene a partir del análisis estadístico de los registros pluviométricos de la estación meteorológica de Cerro Calán, que el período de retorno de tal situación (60 mm/24 hr) es de 3 años, con una probabilidad de excedencia del 30%. De acuerdo a datos de la DGA, en el período 1980-1995 precipitaciones iguales o superiores a 60mm/24 hr se registraron en los años 1981, 1984, 1986, 1987, 1991 y 1992. Si bien en estos años se registraron algunas remociones locales, además de crecidas, desbordes e inundaciones, no hubo desencadenamiento de flujos aluvionales semejantes al ocurrido el 3 de mayo de 1993, donde las precipitaciones registradas en la estación de cerro Calán sólo alcanzaron a 30,9 mm/24 hr, con una intensidad máxima de 9,8 mm/hr. Por lo tanto, en este caso, no solo las precipitaciones, sino más bien, otras condiciones meteorológicas y del medio físico, tanto previas como al momento del evento, pudieron conducir a la generación de estos procesos, como es el caso de una isoterma 0° más alta de lo habitual. Un análisis adecuado para definir umbrales de precipitaciones debe considerar un registro de datos suficiente, pero el detalle de estos dependerá de los objetivos del estudio, sean éstos a corto, mediano o largo plazo. Para estudios de corto plazo, probablemente sea necesaria la medición horaria o incluso por minuto de la intensidad de

precipitación, en cambio para estudios de largo plazo, bastaría con datos anuales de lluvias.

3.1.2.3.2 Variabilidad de la isoterma 0°C

Un cambio brusco en la estructura térmica vertical de la atmósfera, como es el ascenso de la isoterma de 0° C que marca el límite entre precipitación líquida (lluvia) y sólida (nieve), tiene una fuerte influencia en la génesis de flujos detríticos, debido al brusco incremento del agua caída, al aumentar el área aportante de la cuenca, y en consecuencia de la escorrentía superficial. Es el caso de las Quebradas de Macul y San Ramón para el evento aluvional del 3 de mayo de 1993, un frente cálido originó lluvias (desde el día 2 de mayo) por sobre los 4.000 m s.n.m., mientras se producían intensas lluvias a partir de las 11:00 am (en solo una hora precipitaron 9,7 mm)., La elevación de la isoterma de precipitación liquida, aumentó la superficie de captación de aguas-lluvias por sobre las más altas cumbres que limitan las cuencas de drenaje de las quebradas de San Ramón y Macul, incorporando además, los sectores de mayor pendiente (Naranjo y Varela, 1996).

3.1.2.3.3 Movimientos Sísmicos

Los sismos son otro gran factor desencadenante de remociones en masa en diversos escenarios geológicos y topográficos. Las aceleraciones sísmicas generan un cambio temporal en el régimen de esfuerzos al que está sometido la ladera, tanto normales como de corte, pudiendo provocar su inestabilidad. Las remociones en masa más comunes gatilladas por sismos corresponden a caídas de rocas, deslizamientos desagregados de suelos en laderas con pendientes >15° y deslizamientos de roca en laderas con pendientes ≥40°, y secundariamente derrumbes en suelo, deslizamientos en bloques de suelo y avalanchas de tierra (Lara, 2008). Un ejemplo de remociones en masa gatilladas por sismos son las que ocurrieron en las laderas del fiordo de Aisén para el enjambre sísmico que afecto al área el año 2007, gatillando deslizamientos de roca, deslizamiento de suelos, avalanchas de roca e inclusive flujos de detritos como movimientos secundarios.

3.1.2.3.4 Acciones antrópicas

Así como existen actividades humanas que puede condicionar la ocurrencia de remociones en masas, también es posible que estas acciones sean un desencadenante del fenómeno. Ejemplo de ello son las explosiones o tronaduras, la sobre saturación de un sustrato por regadío, rotura de contenedor de agua o tuberías, entre otras.

3.2 BASE TOPOGRÁFICA

La topografía del área de estudio se ha obtenido a partir de un modelo digital de superficie, el cual fue procesado para obtener un modelo digital de terreno. A continuación se muestra la información del producto original, que corresponde a las

imágenes de dos levantamientos aerofotogramétricos (Figura 4) realizados a diferente altura. Las características de los instrumentos utilizados se encuentran en la Tabla 2.

Tabla 2: Descripción técnica del equipamiento para adquirir las imágenes. Ítem Descripción Cámara Phase One IQ 180 Sensor Full frame CCD Tamaño efectivo 53.7 x 40.4 mm Sensor Resolución 80 Megapixel Focal Lente 55 mm Formato TIF 24 bit (RGB) Profundidad RGB 24 bit Fuente: Cartografía Geosytemas digitales (2005).

El área del proyecto fue cubierta por dos vuelos, el primero de ellos se denominó vuelo bajo y las imágenes obtenidas poseen un tamaño de pixel de 15 cm. El segundo, se denominó vuelo alto y las imágenes obtenidas poseen un pixel de 30 cm. La descripción técnica de estos vuelos se encuentra en la Tabla 3.

Tabla 3: Características técnicas de los vuelos.

Características Vuelo bajo Vuelo alto

Fecha 3 de diciembre de 2013 6 de Octubre de 2014 Altura de vuelo 2.300 m de altitud 5.500 m de altitud Tamaño de pixel 15 cm 30 cm Error Medio Cuadrático (RMSE) ± 0,066 m ± 0,725 m Puntos de Control Planimétrico RMSE X Error Medio Cuadrático (RMSE) ± 0,083 m ± 0,532 m Puntos de Control Planimétrico RMSE Y Error Medio Cuadrático (RMSE) ± 0,200 m ± 0,645 m Puntos de Control Altimétrico RMSE Z Sigma 1,5 micrones equivalente a 1,7 micrones equivalente a 0,3 pixel (no excederá la 0,3 pixel (no excederá la precisión de los puntos de precisión de los puntos de control.) control.) Fuente: Cartografía Geosytemas digitales (2015).

El sistema de proyección utilizado es Universal Transversal de Mercator 19 Sur, con datum WGS 84.

Figura 4: Levantamiento aerofotogramétrico disponible en el área de estudio.

3.3 GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA

3.3.1 Marco geomorfológico regional

El frente cordillerano de la ciudad de Santiago se encuentra, de norte a sur, en el límite entre la depresión intermedia, localmente denominada cuenca de Santiago (Börgel, 1983) y la cordillera Principal (Figura 5). Este frente abarca el piedemonte andino de la zona oriente de Santiago, donde se han desarrollado múltiples quebradas que en general presentan una orientación este-oeste. Las cuencas asociadas a estos sistemas hídricos proyectan a su vez abanicos aluviales sobre la zona de depresión Intermedia. Ambas macro- unidades geomorfológicas se describen a continuación a escala regional. En la Figura 5 se ilustra la geomorfología de la Región Metropolitana de tomada de Börgel (1983).

Figura 5: Mapa Morfológico Región Metropolitana (Börgel, 1983).

La depresión Intermedia o depresión Central, corresponde a una gran unidad morfoestructural que se desarrolla desde el valle de Santiago hasta Puerto Montt. Se interpreta como un posible graben, limitado por fallas N-S que se ubican en ambos bordes (Hervé y Thiele, 1987). La denominada “cuenca de Santiago”, tiene como límite sur la divisoria de aguas con la cuenca del río Cachapoal; hacia el norte el cordón de cerros de los Altos de Polpaico y los cerros de Colina; hacia al oeste la cordillera de la Costa; y hacia el este la cordillera de Los Andes. La Depresión Intermedia en el área de estudio es una superficie plana y deprimida con respecto a los cerros que la rodean, de forma alargada en el sentido Norte-Sur, y con un angostamiento en el sector de Angostura de Paine, al Sur del cual se ubica la subcuenca de Angostura, que a través del estero Angostura, tributa hacia el río Maipo. Constituye un plano suavemente inclinado hacia el Oeste y hacia el Sur, excepto en su extremo meridional, donde el estero Angostura escurre hacia el NorOeste. La depresión intermedia posee una cota promedio de 520 m s.n.m. La cordillera de Los Andes o cordillera Principal, limita hacia el oeste con la depresión Intermedia por la zona de Fallas Pocuro (Carter et al., 1962) y la falla de San Ramón (Rauld, 2011). Hacia el este limita con la frontera con Argentina por la divisoria de aguas, y hacia el norte y sur limita con las cuencas de los ríos Aconcagua y Cachapoal respectivamente. Es la unidad más grande, morfológicamente corresponde a un cordón montañoso rocoso con características de relieve joven, tiene cotas que aumentan progresivamente de oeste a este, con alturas sobre los 6.000 m s.n.m. (cerro Marmolejo, volcán Tupungato). Numerosos ríos y esteros de orientación N-S y NE-SO cortan su relieve, dividiéndola en cordones de similares disposiciones. Sus aguas son drenadas por los ríos Maipo (5.138 km2), Mapocho (1.095 km2), Colina (370 km2) y esteros Clarillo, El Escorial y Angostura (afluentes andinos) (890 km2). El Cordón de Chacabuco puede considerarse como una prolongación de la cordillera andina, y cubre una superficie de 531 km2 cuyas aguas alimentan a los esteros Chacabuco, Peldehue y en parte al estero Til-Til. De esta megaestructura proceden la mayor parte de los materiales sedimentarios que rellenan la depresión Intermedia. Entre ambas macro-unidades se presenta un escalón de relieves suaves y pendientes abruptas, que corresponde a un plano inclinado compuesto de una serie de conos de deyección originados por las distintas quebradas mayores y menores que desembocan en la depresión Central, estos coalescen y conforman la unidad llamada Glacis de Piedemonte (Naranjo y Varela, 1996). Este escalón, se debe a la actividad Pleistocena tardía de la Falla San Ramón. Armijo et al. (2010) muestra que los escarpes morfológicos recientes (Pleistoceno tardío y posiblemente Holoceno), observados en el piedemonte santiaguino a lo largo de la Falla San Ramón, indican rupturas sísmicas en el pasado reciente de esta falla, asociados a eventos que pueden tener una magnitud significativa (Mw 6.9 a Mw 7.4), lo que representa un peligro sísmico que no se puede despreciar. La edad de este escarpe está datada en 47 ka promedio (Rauld, 2011). Esta falla de rumbo NS a NNW-SSE se encuentra afectando a la Formación Abanico, y

poniéndola en contacto con los depósitos que rellenan el valle, actualmente se interpreta como una falla inversa (Rauld, 2002).

3.3.2 Marco geológico regional.

Chile central se ubica en un ambiente tectónico de convergencia, con una subducción reconocida desde al menos, el Jurásico y con variaciones en la tasa de convergencia durante el Eoceno – Mioceno que van desde 5 a 15 cm/año, actualmente se estima que la tasa de convergencia es 6.8 cm/año (Rauld, 2011). Esta convergencia a condicionado distintos procesos geológicos como el magmatismo, ubicación del arco con respecto a la fosa, desarrollo de cuencas, orogenia y tectonismo (Fock, 2005). Como se presentó en el apartado anterior, la zona de estudio se ubica entre la Depresión Intermedia y la Cordillera de los Andes, en el sector cordillerano del área de estudio (Figura 6) se reconoce una secuencia de rocas volcánicas y volcano-clásticas continentales asignada a la Formación Abanico, de edad Eoceno-Mioceno Inferior (Charrier et al., 1996; Gana y Wall, 1997 en Lara 2007), que aflora en dos franjas de rumbo N-S. Esta secuencia está compuesta por tobas y brechas volcánicas con intercalaciones de lavas, depósitos volcano-clásticos y depósitos sedimentarios (lutitas y areniscas). La secuencia se encuentra fallada y plegada y presenta pliegues con vergencia hacia el oeste en su parte occidental y pliegues con vergencia hacia el este en su parte oriental (Rauld, 2011). El contacto inferior de la franja occidental de la Formación Abanico ha sido descrito como discordante (Vergara y Drake, 1979); aparentemente concordante (Gana y Wall, 1997) o de interdigitación (Thiele, 1980); mientras que el de la franja oriental como una discordancia angular (Klohn, 1960), concordante (Thiele, 1980) y tectónico (Godoy y Palma, 1990). Sobre la Formación Abanico, en discordancia angular (Thiele, 1980; Rivano et al., 1990) y separando ambas franjas de ella, se reconoce una secuencia de lavas, ignimbritas y tobas con intercalaciones de brechas y depósitos sedimentarios que incluyen conglomerados, areniscas y lutitas. Estas rocas han sido asignadas a la Formación Farellones (Klohn, 1960) de edad Mioceno Inferior-Mioceno Medio (Thiele, 1980; Rivano et al., 1990) y aflora como una franja N-S en la Cordillera Principal. Esta secuencia se encuentra mejor estratificada y menos plegada que la Formación Abanico y mantiene una disposición subhorizontal (Thiele, 1980). El material proveniente de las rocas que conforman el macizo de la Cordillera Principal ha sido transportado y depositado en los valles de la Depresión Intermedia. Estructuralmente, en el sector oriental de la cuenca de Santiago, y afectando a la Formación Abanico se destaca la falla San Ramón (Rauld, 2002), su rumbo es aproximadamente NS, variando en algunos tramos a NNW-SSE. Características geomorfológicas de la zona de falla indicarían que la falla tendría un movimiento inverso (Rauld, 2002).

Figura 6: Mapa Geológico Regional, Modificado de Thiele, 1978)

3.4 HIDRO-METEOROLOGÍA

Hauser (1985) establece basado en un análisis estadístico simple de datos de precipitación diaria en la precordillera de la región Metropolitana, que hay una probabilidad del 50% que lluvias sobre 60 mm/día detonen flujos de detritos y de barro. Otros factores relevantes a considerar son la lluvia acumulada días a semanas antes del evento y la altura de la isoterma (Sepúlveda y Padilla, 2008). Por otro lado la isoterma varía durante las tormentas de invierno entre 1500 y 2900 m s.n.m con un valor medio de 2100 m s.n.m (Garreaud y Ruttland, 1996). Sin embargo, se estima que debido al cambio climático, la altura de la línea de nieves se ha elevado entre 122 +/- 8 m y 200 +/- 6 m en invierno y verano respectivamente (Carrasco et al., 2005). Este último estudio evidencia también que la precipitación diaria en Chile Central ha disminuido desde 1970 hasta la fecha y que los eventos son menos frecuentes pero más intensos hacia el final del último siglo. Naranjo y Varela (1996) mencionan que el fenómeno del 3 de mayo de 1993 fue desencadenado por las intensas precipitaciones líquidas sobre una gran área de las cuencas hidrográficas que drenan hacia el sector oriente de Santiago, puesto que la isoterma 0° se encontraba por sobre los 4.000 m s.n.m., lo que a su vez permitió incorporar material disponible en zonas de mayor pendiente dentro de estas mismas cuencas. En Ayala y Cabrera (1996) resumen la situación sinóptica en superficie para el 3 Mayo 1993. Se destaca la posición zonal de un frente que cruza la costa chilena a 37°S seguido de un anticiclón que penetra gradualmente dominando la zona central del país el día 3 a las 20 hrs. Desde esta perspectiva la situación no parece escapar a una condición normal de invierno. En el mismo trabajo resumen “Radiosondeos de Quintero”: analizan el comportamiento de tres variables, altura geopotencial del nivel de 500 hPa, temperatura del nivel de 500 hPa y altura geopotencial de la isoterma 0°C (Figura 7). Todas ellas indican un calentamiento anómalo de la tropósfera baja y media, señalándose las desviaciones respecto de valores normales para el mes de mayo, en general y respecto de eventos de precipitación de frente cálido. Por otro lado, también hubo un incremento en la temperatura mínima el día previo al aluvión. Se menciona también que no hay una relación clara con el fenómeno de El Niño.

Figura 7: Descripción sintética de las condiciones meteorológicas asociadas al evento del 3 de Mayo de 1993 (DMC, 2016).

3.5 ESTUDIOS DE PELIGROS GEOLÓGICOS.

Los primeros estudios de peligro realizados en la zona oriental de la cuenca corresponden a los de Garrido (1984, 1987), con una completa caracterización de la geología, geomorfología y propiedades geotécnicas de la zona y estudios de riesgo sísmico, de inundación, remoción en masa y erosión en el sector. Hauser (1985) analiza

los “flujos de barro” en la Región Metropolitana, dando una completa descripción de los factores condicionantes y mecanismos de generación que dominan estos procesos en la zona. Además, concluye que intensidades superiores a 60 mm/24 hrs. son una condición umbral para la generación de “flujos de barro” en la zona. Posteriormente Villarroel (1989) analiza los peligros geológicos más relevantes de la región, incluyendo sismicidad, volcanismo y remociones en masa. Concluye la existencia de un "riesgo importante de aluviones", principalmente en los conos aluviales de la zona de piedemonte. Hauser (1993) y Van Sint Jan et al. (1997) resumen y caracterizan los principales eventos de remociones en masa en Chile. Los “aluviones” que afectaron el sector oriente de Santiago el 3 de mayo de 1993 provocaron un nuevo impulso al estudio específico de flujos de detritos en la Región Metropolitana. DICTUC (1993), que realizó una caracterización de los aluviones ocurridos el 3 de mayo de 1993 en las regiones V, VI y Metropolitana, estimaron que los caudales máximos instantáneos en las Quebradas de Macul y San Ramón fueron del orden de 70 m3/s. Lara (1995), realizó un estudio donde se hace una estimación del caudal máximo factible de haber escurrido por los cauces de las quebradas de Macul, San Ramón, Apoquindo y Lo Cañas durante algunos eventos aluvionales. La posición de la línea de nieves de los eventos fue considerando un gradiente de -5,68°/Km y es válido para la cuenca del rio Maipo. Naranjo y Varela (1996) describen los flujos de las quebradas San Ramón y Macul y señalan como causa directa las intensas precipitaciones líquidas ocurridas sobre la totalidad de las cuencas de drenaje, las que sumadas a una disposición estructural favorable y disponibilidad de material suelto hicieron posible la formación de flujos de detritos (Figura 8).

Figura 8: Mapas de alcance de los flujos detriticos de 1993, A. flujo detrítico Quebrada San Ramón y B. flujo detrítico Quebrada Macul (Naranjo y Varela, 1996)

Lara (1996) otorga detalles acerca de las características de la hoya de Lo Cañas, y señala que con una intensidad de precipitaciones en la cota media de la cuenca mayor a 9 mm/hr en 0,3 horas, igual al tiempo de concentración, pueden ocurrir flujos de detritos. AC Consultores (1996) realizan un completo análisis de las condiciones climáticas relacionadas con la ocurrencia de 'aluviones' y crecidas en Santiago, con énfasis en los eventos de "El Niño", y hacen estudios de vulnerabilidad, centrándose en las quebradas San Francisco, San Ramón, Nido de Águilas y Macul (Figura 9).

Figura 9: Análisis de Vulnerabilidad ante la ocurrencia de Aluviones y Crecidas (AC Consultores, 1996)

Además realizaron mapas de vulnerabilidad (Figura 10), de mayor detalle para las 3 cuencas en estudio, junto con un completo análisis de las condiciones climáticas relacionadas con la ocurrencia de 'aluviones' y crecidas en Santiago, con énfasis en los eventos de "El Niño".

Figura 10: Mapa de Vulnerabilidad de A. la Quebrada San Ramón, B. Quebrada Macul, C. Quebrada Nido de Águilas (AC Consultores, 1996)

AC Consultores (1996) presenta estimados para los caudales líquidos finales (QL) usando el método de Hidrograma Sintético Unitario, para precipitaciones máximas de periodos de 10, 25, 50, 100 y 200 años para las quebradas San Ramón y Macul (Tabla

4). Por otra parte, la misma consultora calculó los caudales sólidos (Qs) y Caudal detrítico (Qd) (Tabla 4) utilizando las ecuaciones Ec.1 y Ec.2.

Qs= (Cv/1-Cv) QL (Ec.1) Qd= QL+Qs (Ec.2)

Se considera una concentración de sólidos (Cv) de 0,38, la cual fue estimada para el flujo de la Quebrada Macul de 1993 por AC consultores (1994).

Tabla 4: Caudales estimados por AC Ingenieros Consultores Ltda., 1996 Caudal líquido (m3/s) Caudal sólido (m3/s) Caudal detrítico (m3/s)

Periodo de San San San Macul Macul Macul Retorno Ramón Ramón Ramón (años) 10 18 16 11 10 29 26 25 37 31 23 19 60 50 50 54 51 33 31 87 82 100 75 75 46 46 121 121 200 102 94 63 58 165 152

Utilizando un sólidograma que considera el caudal sólido indicado en la Tabla 4 y el tiempo total de la crecida en el evento de la quebrada San Ramón, la consultora AC Ingenieros Consultores, 1996 llega a una estimación del valor del volumen detrítico en las dos quebradas, dichos valores se muestran en Tabla 5.

Tabla 5: Volumen total de sólidos de un flujo detrítico. Volumen total de sólidos (m3) Periodo de San Ramón Macul Retorno (años) 50 792.000 744.000 100 1.104.000 1.104.000 200 1.512.000 1.392.000

Lara (1996) caracteriza la hidrología de los flujos de detritos ocurridos en Chile Central, mientras que Sepúlveda (1998) genera una metodología para evaluar peligro de flujos de detritos, la cual fue aplicada a la quebrada de Lo Cañas (Figura 11), elaborando también el mapa de suelos de la quebrada Lo Cañas escala 1:25.000.

Figura 11: Mapa de Peligro de flujos de detritos, de la Quebrada Lo Cañas (Sepúlveda, 1998)

Vargas, 1999 realizó un estudio con el objetivo de estimar el caudal líquido susceptible de haber ocurrido en la cuenca de la quebrada de Macul durante los eventos aluvionales de los años 1982, 1986, 1987 y 1993, los resultados se ven en la Tabla 6. Se usó como relación precipitación-escorrentía el método del hidrograma unitario (Vargas y Lara, 1996), con parámetros calibrados para la región. Volvemos a constatar que el factor predominante en el caso de 1993 es el aumento del área aportante debido a una mayor altura de la línea de nieves, con lo que se obtiene un caudal de 47,5 m/s3.

Tabla 6: Características de los eventos ocurridos en la quebrada de Macul (Vargas, 1999). P24(t) es la precipitación del día del evento, P24(t-) la precipitación del día antes del evento, itc el tiempo de concentración de la cuenca aportante, IPA la precipitación acumulada 30 días antes del evento, HLN la altura de la línea de nieve.

Vargas (1999) también evaluó la crecida máxima probable, como se ve en la Tabla 7. Se consideraron tormentas con diversos periodos de duración y un índice de infiltración φ = 2.5 mm/hr. Las curvas de Precipitación-Duración-Área (PDA) se maximizan por un factor que involucra la cantidad de agua precipitable disponible en la atmósfera y aquella existente cuando ocurrió la tormenta y luego, para estimar la máxima crecida probable se consideran las curvas de distribución de precipitación presentadas por Varas (1987) (en Vargas, 1999) válidas para lluvias de distintas duraciones y distintas probabilidades de excedencia. Vemos que el caudal máximo probable se da para una tormenta de 6 horas, y es de 237 m3/s. Este valor de caudal será utilizado más delante en este trabajo para crear escenarios posibles.

Tabla 7: Caudal máximo probable en la quebrada de Macul

En SERNAGEOMIN (2003) se muestran los principales flujos de la zona de estudio y sus áreas de alcance a escala 1:100.000 (Figura 12).

Figura 12: Mapa de Peligro de Remociones en Masa e Inundaciones de la cuenca de Santiago, escala 1:100.000 (Sernageomin, 2003).

Padilla (2006) en su memoria de título plantea un análisis multivariable que busca determinar la probabilidad de ocurrencia de un evento de remoción en masa, en el sector oriente de Santiago, frente a determinados factores meteorológicos desencadenantes, los

que son la altura de la línea de nieve (HLN), lluvias acumuladas para diferente cantidad de días antes del evento, la precipitación del día del evento. Llega a una ecuación que indica la probabilidad de ocurrencia de eventos de remoción en masa que depende de los factores indicados previamente y a partir de ella obtiene umbrales de precipitación para una probabilidad de ocurrencia de un 20% y un 50%.

PE(20%) = 203.692 – 0.131*PA25-d – 0.047*HLN

PE(50%)= 216.665 – 0.131*PA25-d – 0.047*HLN

Padilla (2006) plantea que para generación de remociones en masa por eventos meteorológicos la precipitación diaria o del evento, la altura de la línea de nieves (o isoterma) y la precipitación acumulada tienen casi la misma ponderación en importancia. La metodología propuesta por Sepúlveda (1998) es actualizada y complementada por Lara (2007) para la Quebrada San Ramón, Lara realiza mapas de remociones en masa (caída de roca, deslizamiento de suelo y flujos de detritos) de peligro para escenarios tanto estático y sísmico (ver Figura 13) dichos mapas se elaboraron a escala 1:25.000.

Figura 13 Mapa de Peligro de A. caída de roca, B. flujos de detritos, C. deslizamientos superficiales de suelos para la Quebrada San Ramón en escenario estático (Lara, 2007)

Posteriormente Martínez (2009) aplica parte de la metodología propuesta por Lara (2007), para elaborar en la quebrada de Macul mapas de susceptibilidad de remociones

en masa, flujos de detritos, caída de roca y de deslizamientos de suelo y rocas (ver Figura 14) con una escala de trabajo de 1:25.000.

Figura 14: Mapa de susceptibilidad de A. flujos detríticos, B. deslizamientos de suelo, C. deslizamientos de roca, D. caída de roca para la Quebrada Macul (Martínez, 2009)

Posteriormente Garrido (2012) propone un modelo para un evento de flujo detrítico máximo posible en la quebrada de Macul, mediante el uso de los algoritmos LAHARZ y MSF, a partir de estos modelos, genera un mapa de alcance del peligro por flujo de detrito para la quebrada de Macul y sus alrededores (ver Figura 15).

Figura 15: Mapa de Alcance de Peligro de Flujos de Detritos de la Quebrada Macul (Garrido, 2012)

La Ilustre Municipalidad de La Florida (2014), elaboro el estudio “Determinación de amenazas y análisis de riesgo del sector precordillerano de la Comuna de La Florida” en donde se presentan mapas de susceptibilidad de remociones en masa (caída de roca, flujos de detritos, deslizamientos de suelo y roca) que afectan dicha comuna, principalmente asociados a las quebradas Macul y Lo Cañas, además el mapa de amenazas hidrometeorológicas para dicha comuna, Figura 16 y Figura 17.

Figura 16: Mapa de susceptibilidad de A. caída de roca, B. flujos de detritos, C. deslizamiento de roca, D. Deslizamiento de suelos para la comuna de la Florida (La Florida, 2014)

Figura 17: Mapa de Amenazas Hídrico meteorológica de la Comuna de La Florida (La Florida, 2014).

4 ANÁLISIS Y SISTEMATIZACIÓN DE LA INFORMACION

4.1 GEOLOGÍA Y GEOMORFOLOGÍA LOCAL

4.1.1 Geología local

A continuación se describen las unidades geológicas y geomorfológicas, definidas en estudios anteriores, pero que han sido sistematizadas y reevaluadas en el presenta trabajo. El resultado de este análisis se ha plasmado en un mapeo compilatorio escala 1:25.000 (Figura 26). Cabe destacar que dicho mapeo fue complementado con la interpretación fotogeológica y con trabajos de terreno.

4.1.1.1 Intrusivos Hipabisales (34-19 Ma), OlMh(d) (Thiele, 1978).

Andesitas, andesitas basálticas y dacitas de dos piroxenos. Se encuentran formando stocks de hasta 2 km de diámetro y filones manto o lacolitos. En la zona de estudio se presenta un afloramiento entre las quebradas Nido de Águila y Peñalolén, en la ladera sur de una colina y en contacto con la Formación Abanico por su lado occidental.

4.1.1.2 Cuerpos intrusivos (Tf, Mi) (Lara, 2007).

Se presentan dos tipos de intrusivos mayores que afectan a la Formación Abanico. El primero corresponde a un intrusivo de composición basáltica de orientación NS (Tf), de grano fino y color negro, con pequeños cristales de plagioclasa en su matriz, reconocido hacia el norte de la Quebrada La Pichoca. Este intrusivo sería el responsable de la generación de saltos rápidos de agua que se desarrollan en la Quebrada San Ramón, en la zona denominada por lugareños como “El Salto”. El segundo intrusivo corresponde a una roca relativamente fresca, de color claro, de grano medio y composición granodiorítica (Mi). Esta roca aflora en el borde oriental de la Quebrada Los Quillayes, al sur de la Quebrada San Ramón. Una serie de intrusivos de menor tamaño (no mapeables a la escala de trabajo), que abarcan desde composiciones graníticas a dioríticas, afectan a la secuencia de la Formación Abanico. Estos intrusivos menores en general se encuentran medianamente alterados y bastante fracturados generando bloques de roca que al caer se acumulan en las laderas de la quebrada (Lara, 2007). En la zona del pie de monte se encuentra cartografiado un intrusivo hipabisal andesítico (OlMh (d), Hoja de Tiltil). En las campañas de terreno de este estudio no se visitó este cuerpo intrusivo.

4.1.1.3 Formación Abanico, Eoceno Superior-Mioceno Inferior, (Tsa)(Aguirre, 1960; Lara, 2007; Rauld, 2011)

Corresponde a una secuencia de rocas volcánicas y volcanoclásticas continentales (Aguirre, 1960), de edad Eoceno-Mioceno Inferior (Charrier et al., 1996; Gana y Wall,

1997), que aflora en dos franjas de rumbo N-S, separadas por los afloramientos de la Formación Farellones (en el área de estudio sólo se presenta la franja más occidental). Esta secuencia está compuesta por tobas y brechas volcánicas con intercalaciones de lavas, depósitos volcano-clásticos y depósitos sedimentarios (lutitas y areniscas). La secuencia se encuentra fallada y plegada y presenta pliegues con vergencia hacia el oeste en su parte occidental y pliegues con vergencia hacia el este en su parte oriental. La Formación Abanico aflora en toda el área oriental de la zona de estudio. Se encuentra compuesta por lavas, brechas volcánicas y tobas, de colores pardo-rojizo y grises, con intercalaciones de depósitos volcanoclásticos y sedimentarios que incluyen lutitas y areniscas de grano fino, que muestran estratificaciones, a nivel general, de rumbo aproximado NS y un manteo de 60°-70°E. En la zona central de la cuenca de San Ramón la Formación Abanico es intruida por un filón de composición basáltica que presenta una orientación general N-S. Hacia el oeste de este intrusivo, la secuencia volcánica presenta un manteo alrededor de los 30°E, mientras que hacia el este manteos de aproximadamente 45°W. Plegamientos en la roca, observados hacia las zonas altas de las quebradas se manifiestan con manteos suaves hacia el W, observándose bastante pronunciados en el Cerro San Ramón. En la quebrada de Macul, la estratificación se encuentra controlando las quebradas tributarias, a dirección N-S aproximada. Esto provoca una erosión diferencial en loas afloramientos rocosos, lo cual sumado a la mala condición geotécnica (Garrido, 2012) de las rocas, constituye un factor de primer orden en el control de las remociones en masa. En general, la roca se presenta fracturada y meteorizada; en la quebrada San Ramón, se ha observado alteración a epidota y arcillas, con vetillas de ceolita y cuarzo y cavidades pequeñas (<0,5 cm. de diámetro) rellenas de ceolitas. Las rocas más incompetentes corresponden a lavas de grano fino (andesitas) e intercalaciones sedimentarias (lutitas y areniscas finas). Las rocas de grano más grueso (lavas de grano grueso, brechas, tobas) son más competentes, presentándose fracturadas pero formando bloques mayores entre los sets de estructuras.

4.1.1.4 Depósitos aluviales del Pleistoceno Inferior y Medio (Pia) (Rauld, 2011).

Corresponden a depósitos que afloran localmente en los cerros Calán, Apoquindo y Los Rulos (Figura 18); en su base están compuestos por depósitos de gravas fluviales, con imbricación que señala aportes desde el río Mapocho. Hacia la parte superior pasan en forma transicional mixta a depósitos de flujos de detritos intercalados con niveles de arenas, gravilla y limos. Estos últimos son cubiertos por depósitos de flujos de detritos y barro. Esta serie sedimentaria es consistente con una migración y encajamiento hacia el norte del cauce del río Mapocho. En los cerros Calán y Apoquindo se aprecian depósitos de grava y bolones bien redondeados e imbricados, cortados y basculados por una falla inversa. Se interpreta a estos depósitos como antiguos sedimentos de barras fluviales del río Mapocho. El conjunto de cerros Calán, Los Rulos y Apoquindo corresponden a una misma estructura que se ha desarrollado a partir de la actividad de la falla y que posteriormente fue disectada por erosión de las quebradas que descienden desde el este.

En el sector de la Quebrada de Macul se encuentra un afloramiento de esta unidad, en forma de meseta, exactamente al norte de la desembocadura de la quebrada. Corresponde a depósitos de piedemonte de tipo aluvial y de escombros de falda que se eleva unos 150 m sobre el resto de las unidades. Es posible interpretar estos depósitos como un relicto de un antiguo abanico aluvial de la Quebrada de Macul, que no mantiene una morfología de tal hacia el sur (Rauld, 2002). En el sector de Lo Cañas y Lo Planella se encuentran depósitos asignados a esta unidad que corresponden a clastos angulosos en una matriz fina predominantemente arcillosa, sin estructura interna, junto con una morfología lobulada e irregular de los depósitos, lo cual permite interpretarlos como antiguos deslizamientos.

Figura 18: A) Depósitos de la Unidad Pleistoceno Inferior y Medio en el cerro Calán. Estos depósitos se encuentra fallados y plegados, en la fotografía se ve una falla inversa de manteo subvertical y rumbo noroeste. B) Depósitos fluviales imbricados pertenecientes a esta misma unidad. C) Diagrama de polos de imbricación medidos en el Cerro Calán, que indica aportes desde el este, y en el Cerro Apoquindo, medidos al este (E) y al oeste (W) de la falla, en estos últimos se observan aportes desde la misma dirección (Norte) pero con un basculamiento entre los dos niveles medidos. Extraído de Rauld (2011).

Geomorfológicamente se propone separar esta unidad en tres unidades geomorfológicas menores (1. Barras fluviales del Río Mapocho deformadas y cortadas; 2. Depósitos de tipo aluvial y de escombro de falda elevados unos 150 m sobre el resto de las unidades; 3. Deslizamientos antiguos ubicados en el sector sur del piedemonte del área de estudio). Se desconoce la relación temporal de estas RM con las que ocurren en las cabeceras de las quebradas.

4.1.1.5 Depósitos aluviales del Pleistoceno Medio y Superior (Pmsa), (Rauld, 2011).

Se encuentran distribuidos en todo el frente cordillerano entre los ríos Maipo y Mapocho. Sus afloramientos son escasos y corresponden a depósitos aluviales, principalmente producto de flujos de detritos y barro caracterizados por bloques angulosos de tamaños variables entre pocos centímetros hasta más de dos metros de diámetro, en matriz de material fino, con intercalaciones de niveles de arenas y materiales más finos (Figura 19). Estos depósitos se encuentran fallados con su superficie desplazada entre 20 y 60 m. Mantienen la forma de abanicos en su zona apical, a pesar que se encuentran deformados. En el sector sur del área de estudio, estos depósitos se encuentran asociados al sistema de terrazas del Río Maipo. Morfológicamente esta unidad está incidida por las quebradas que aportan a los abanicos más recientes aguas abajo, y entre las quebradas Macul y San Ramón (Figura 20) forman un piedemonte alzado (Figura 22). Se intercalan con depósitos de ceniza (Figura 21) datados en 450.000+-50.000 (Stern et al., 1984, citado en Rauld, 2011).

Figura 20: Afloramiento de Pmsa en ladera sur de la quebrada San Ramón, visto desde ladera norte.

Figura 21: Depósitos de ceniza en la unidad del Pleistoceno Medio y Superior, estos depósitos son correlacionables mineralógica y químicamente con los depósitos asignados a la Igmimbrita Pudahuel. Extraído de Rauld, 2011.

Figura 22: Clasto imbricado de Pmsa, entre quebrada San Ramón y quebrada de Macul.

4.1.1.6 Depósitos aluviales del Pleistoceno Superior Holoceno (HPla).

Corresponden a depósitos aluviales que constituyen los abanicos aluviales más recientes y activos. En general, los depósitos que los conforman se asocian a flujos de detritos y/o barro, constituida por bloques heterogéneos en tamaño (entre 10 cm y 3 m) y angulosos, que están contenidos en una matriz de material fino, con intercalaciones de niveles de arena y finos. Su morfología de abanico aluvial está escasamente erosionada. En los abanicos aluviales más recientes a los pies del Cerro Apoquindo, se reconocen escarpes de falla de alturas de entre 2 y 3 m. Esta zona no ha podido ser estudiada en detalle debido al desarrollo urbano que abarca toda la superficie. Al norte de la Quebrada de Macul se reconocen dos abanicos de esta unidad, asociados a quebradas de menor envergadura. El abanico más antiguo de los dos se observa afectado por la deformación de la falla en la forma de un escarpe de 2 a 3 m de altura en promedio. El nivel superior de éste se encuentra cubierto por depósitos de un flujo de detritos, con bloques de hasta 2 m de diámetro, que, aparentemente, coincide con el último evento depositacional del abanico. Inmediatamente al norte se encuentra el otro abanico aluvial de depositación más reciente, cuyo ápice coincide con el escarpe de falla que afecta al abanico del sur. Esto corresponde y se interpreta como la relación de corte más reciente, observable, asociada a la Falla San Ramón en el área de estudio.

4.1.1.7 Depósitos de remoción en masa antiguos (Qrma) (Lara, 2007).

Son intercalaciones de depósitos de remoción en masa que habrían sido originados por deslizamientos en las cabeceras de las quebradas La Pichoca y Los Maquis. Corresponden a suelos de alta compacidad, formando taludes de hasta 80°, de textura caótica, con desarrollos locales de estratificación. Compuestos por clastos angulosos a subangulosos de lava, lavas brechosas y brechas volcánicas pertenecientes a Formación Abanico en una matriz limo- arenosa, de color pardo y baja humedad. Los tamaños de los clastos son variables, desde unos pocos centímetros hasta incluso 2-3 m de diámetro, que localmente presentan meteorización in- situ. Son depósitos de generalmente >20 m de espesor. Geomorfológicamente estos depósitos forman cerros de suave topografía y algunos niveles aterrazados menores adyacentes al cauce principal de la Quebrada San Ramón en su tramo medio (Figura 23).

Figura 23: Morfología abultada caracterizada como Qrma. Se presenta una unidad de bloque rocoso con escarpes activos, observado en terreno a quebrada San Ramón en la ladera sur. Se encuentra en la zona caracterizada como Fm. Abanico, sin embargo aledaño a ella también se observan depósitos aparentemente aluviales que podrían ser parte de Pmsa. Por lo tanto en el mapa se clasifica como Qrm. Corresponde a una remoción en masa planar activa que se encuentra en proceso de avance.

4.1.1.8 Depósitos de remoción en masa aterrazados (Qrmt) (Lara, 2007).

Esta unidad fue definida por Lara (2007) para un antiguo evento de remoción en masa que se encuentra en la parte alta de la quebrada San Ramón, en un sector plano. Está conformada por depósitos estables de granulometría media, con bloques de hasta 5 m de diámetro inmersos en una matriz limo-arcillosa. Estos depósitos se encuentran formando un nivel aterrazado extenso de alrededor de 0,35 km2 (350.000 m2) de superficie en la quebrada San Ramón, cubierto de una vegetación que incluye arbustos y árboles pequeños. Se reconoce en la zona de confluencia entre las quebradas la Pichoca y Los Maquis. El espesor de estos depósitos alcanza los 20 m. En el sector del pie de monte, entre las quebradas Nido de Águilas y El Bollo, fue reconocido mediante fotointerpretación, un depósito más alzado, que no se asemeja en morfología a Pmsa, de morfología plana. En terreno se observa un depósito diamíctico, de caótico, de clastos hasta métricos, que parece conservar parte de una estratificación, y en algunas zonas se logra apreciar una leve orientación (no imbricación) en los clastos. Podría catalogarse como una avalancha, y en este mapa se clasifica como Qrmt, dada su morfología (Figura 24).

Figura 24: Avalancha observada en terreno y clasificada como Qrmt

4.1.1.9 Depósitos aluviales antiguos (Qaa) (Lara, 2007).

Estos son depósitos bastante compactos y estables que forman superficies de poco desnivel topográfico con desarrollo frondoso de vegetación, especialmente árboles pequeños. Corresponden a material de origen aluvial, de granulometría media, principalmente arenosa, de color pardo. Son producto de flujos esporádicos de agua en las quebradas, con espesores que alcanzan los 30 a 40 m y en cuyos cortes es posible apreciar una clara estratificación subhorizontal. En superficie se observan con baja humedad, sin embargo, por encontrarse adyacentes a las quebradas principales, son alcanzados por flujos de agua en su base. Se desconoce su relación temporal con Pmsa.

4.1.1.10 Abanicos Aluviales (Qa) (Lara, 2007).

Esta unidad fue descrita por Lara (2007) para la zona interior de la cuenca de San Ramón, y fue reproducida para el resto de las cuencas estudiadas; sin embargo no se han comparado (en edad, dimensión, ni origen) con los abanicos aluviales actuales y esporádicos del pie de monte (HPla), por lo cual para este trabajo no se han mantenido dentro de la misma unidad. Son depósitos de material grueso que se encuentran rellenando los cauces actuales, compuesto por grava, arena y bloques de hasta 2 a 3 m de diámetro (en porcentajes aproximados de 35%, 40% y 25% aproximadamente). De espesor generalmente >3 m. Es en los tramos inferiores de la quebrada donde comienza a aparecer material de menor granulometría correspondiente a arena fina. Son producto de cauces esporádicos de agua y/o flujos de detritos recientes. La litología de los clastos corresponde a rocas

volcánicas (lavas, brechas, tobas) asignadas a la Formación Abanico. Corresponden a depósitos de baja compacidad, susceptibles a ser removilizados.

4.1.1.11 Depósitos activos de acumulación de detritos (Qd).

Son depósitos conformados por gravas y bloques angulosos inmersos en una matriz arenosa de color pardo claro. Se encuentran cubriendo valles de pequeña pendiente adyacentes a quebradas, en la zona de confluencia de los tributarios de la quebrada La Pichoca, Quillayes (en cuenca de la quebrada San Ramón) y tramo superior de la quebrada Macul. El estado suelto en que se encuentran los tiene sujetos a un retrabajo del material continuo y reciente, producto ya sea de aceleraciones sísmicas, lluvias o bien por efecto netamente gravitatorio (Figura 25). Sobre la unidad Qrmt de la cuenca de San Ramón, se encuentra cartografiada una unidad Qd (basado en mapa Lara, 2007), la cual no fue posible apreciar desde la distancia a la cual se pudo observar en terreno. Se aconseja corroborar en terreno que esta unidad sea efectivamente producto de conos de detritos, y no tenga relación a otro tipo de procesos (ej. glaciares). Bajo este depósito fue fotointerpretada una antigua zona de acumulación de sedimentos lacustres.

Figura 25: Observación a lo lejos de depósitos Qd (se confunde desde lejos con hombreras glaciares).

4.1.1.12 Escombros de falda (Qe).

Son depósitos gravitacionales, de compacidad media, matriz-soportados, generalmente superiores a 1 m de espesor. Se encuentran distribuidos en las laderas de los cerros y presentan zonas cubiertas de vegetación. Se encuentran bloques angulosos de hasta 2 m de diámetro, algo de grava fina o gravilla, en una matriz limo-arenosa de color pardo oscuro que presenta humedad natural de terreno. La litología reconocida corresponde a lavas y brechas pertenecientes a Formación Abanico. Presentan desarrollos locales de reptación.

4.1.1.13 Depósitos coluviales (Qc).

Son acumulaciones de bloques de roca y gravas de tamaños variables, con escasa y casi nula matriz. Se encuentran en zonas de alta pendiente, tanto en laderas de cerros como en pequeñas quebradas. Generalmente >1 m de espesor. Son depósitos de baja compacidad y sin cobertura vegetal. Aproximadamente un 50% del material presenta tamaños entre 20 cm y 50 cm de diámetro, un 30% de tamaños menores a 20 cm, y un 20% tamaños mayores a 50 cm, que incluyen hasta 1,2 m de diámetro, y que se concentran en el centro del depósito, coincidiendo con los ejes de las quebradas donde se encuentran, al pie de afloramientos rocosos. Son depósitos en equilibrio inestable (es decir, la angulosidad de los clastos permite la estabilización del depósito), en pendientes de 35°-38°. Litológicamente, corresponden a lavas, lavas brechosas y brechas pertenecientes a la Formación Abanico.

4.1.1.14 Suelo residual de la Formación Abanico (Sepúlveda, 1998; Lara, 2007) (Qs).

La Formación Abanico presenta un desarrollo de suelo superficial residual desde pocos centímetros hasta no más de 2 m de espesor, principalmente en las zonas de alta pendiente en la cabecera de la cuenca, que corresponde a suelo arenoso suelto, con bajo porcentaje de material fino limoso (<2%), y depósitos coluviales de poco espesor generados principalmente por la intemperización y descomposición de las rocas de la Formación Abanico, principalmente en las zonas más altas, es decir la zona superior de las cuchillas que limitan la quebrada. Está cubierto por vegetación, preferentemente arbustos y pastizales. Tiene compacidad firme a blanda en la zona superior. Geotécnicamente estable, salvo en laderas de alta pendiente donde deriva a escombros de falda.

4.1.1.15 Depósitos de relleno artificial (RA) (Qar) (Naranjo y Varela, 1996).

Los depósitos de rellenos artificiales y otro ligados a la actividad de extracción de áridos constituyen una unidad representada en la zona de los antiguos pozos “Calvo”, en la quebrada San Ramón y “Pétreos Quilín” en el sector de Quebrada Macul. En el caso del pozo Calvo se trata de una antigua explotación de áridos del cono aluvial de San Ramón (Qpcs), la cual finalizó en los noventas, quedando una gran depresión que ha sido rellenada con material de escombros, terreno que sería destinado a zonas de esparcimiento y actividades deportivas. El área de extracción de áridos de “Pétreos Quilín”, por su parte está actualmente en explotación y ha generado una depresión en el sector sur del área delimitada en el mapa, cercana al curso de la quebrada Macul, la cual está siendo rellenada con material de escombros. Los materiales extraídos corresponden a depósitos del cono aluvial de Macul (Qpcm). Complementariamente a las unidades cuaternarias descritas anteriormente, se han propuesto unidades geomorfológicas identificadas y definidas, en este trabajo, y cartografiadas a escala 1:25.000.

ZR: zona de posibles procesos de reptación observada en laderas de las quebradas de San Ramón y Macul. CR: zona de caída de rocas. Qb: presencia de bloques sueltos sobre la ladera. Qar: delimitación del curso actual de ríos permanentes. Qare: delimitación de cursos esporádicos del río actual. Ql: morfología asociada a acumulación de sedimentos lacustres. Qg o Qrma: zonas de difícil observación y validación que pueden corresponder a depósitos de remoción en masa, o de origen glaciar. Se han reconocido cuatro de estos depósitos fuera de las cuencas de estudio, y uno en la quebrada de Lo Cañas. Qs: suelo residual, de espesores, el cual corresponde a la misma meteorización de la Formación Abanico.

Figura 26: Mapa Geológico del área de estudio

4.1.2 Geomorfología local

A continuación se presenta una descripción geomorfológica de las cuencas que abarca este estudio.

4.1.2.1 San Ramón

La cuenca de la Quebrada San Ramón tiene una superficie de ca. 35,97 km2. Las máximas alturas de la hoya se alcanzan en las cumbres del cerro San Ramón, con 3.253 m s.n.m. Aguas arriba, en los alrededores de la cota 2.000, la Quebrada San Ramón presenta pendientes fuertes del orden de 20° a 30° como promedio, desarrollando algunos saltos rápidos de agua. A medida que se desciende por la cuenca, en los tramos que abarcan entre los 1.450 m s.n.m. y 1.650 m s.n.m., la pendiente es suave (~10°), esto asociado a los depósitos de remoción en masa que se encuentran en la zona. Es aquí donde confluyen la mayoría de los tributarios, excepto la Quebrada Los Quillayes, que lo hace en la cota 1.200. Aguas abajo, la quebrada desciende con una pendiente entre 5° y 10°. En cuanto a las laderas, las zonas de mayor altitud en la cuenca se caracterizan por presentar laderas de pendientes altas, que en promedio abarcan un rango de 25° a 35°, cuyas cabeceras pueden llegar incluso a los 45°-50°. En la zona central de la hoya, se encuentran depósitos asociados a fenómenos de remoción en masa, cuyas pendientes presentan ángulos bajos que no superan de 5° a 7°. Algunos de estos depósitos se encuentran aterrazados, en tal caso la pendiente es prácticamente nula. Aguas abajo de la quebrada, el cauce es limitado por los cerros de la Cabrería y Los Rulos, cuyas laderas tienen pendientes que varían entre 15° y 25° aproximadamente, con zonas locales que alcanzan ángulos de 30° a 35°.

4.1.2.2 Macul

Esta cuenca tiene una superficie de ca. 23,40 km2. Su cauce mayor se extiende por aproximadamente 9 km, considerados hasta el ápice del abanico aluvial. Presenta grandes pendientes en sus laderas y en sus cauces, dominando en la hoya, aquellas entre los 30° y 45°, las cuales disminuyen aguas abajo. La cuenca incluye numerosos tributarios pequeños, ubicados principalmente hacia las cabeceras de la quebrada, estos tributarios están controlados por la estratificación de la Formación Abanico, teniendo una orientación dominante N-S, lo cual se acentúa por el desarrollando de erosión diferencial en las rocas y un control estructural en la red de drenaje. La Quebrada el Durazno tributa cerca de la zona de descarga de la hoya, tiene una extensión de ca. 5 km de largo. En la ladera norte del sector central de la quebrada se encuentran terrazas, un cono de deyección, deslizamientos de suelo, afloramientos de roca que aparecen bajo el material removido, escombro de falda, suelos aluviales, coluviales y abundante vegetación arbórea y matorral. Las zonas aterrazadas presentan abruptos cambios topográficos. En la ladera norte, se observan morfologías de remociones en masa, deslizamientos grandes y pequeños, coluvios y afloramientos de roca con diaclasamiento.

Por el cauce y por la ladera sur, se identifican escombros de falda, depósitos coluviales, deslizamientos, escasos afloramientos de roca con fracturamiento y grandes bloques de hasta 2 m en el fondo del cauce. En la ribera norte se encuentran sedimentos caóticos, bloques angulosos con un tamaño promedio de 5m, y se aprecia un muro subvertical de unos 6 m de alto en la ladera norte. La quebrada El Durazno, que se localiza cerca de la zona de descarga, es una tributaria de 5 km de largo aproximadamente. Es inaccesible por el cauce debido a la densa vegetación. Se encuentran en esta quebrada también escombros de falda y suelos residuales, pero no se observan afloramientos de roca. Se encuentran afloramientos de roca, en zonas de la ladera sur, las que presentan terrenos con abundante vegetación o en sectores con pendientes muy altas.

4.1.2.3 Lo Cañas

La cuenca de la Quebrada Lo Cañas tiene una forma elongada en dirección E- O, con un largo aproximado de 3 km. desde la cumbre del cordón Las Minillas, que conforma la cabecera, hasta el ápice del cono de deyección. Su cabecera tiene forma de semicírculo abierto hacia el oeste, con pendientes superiores a los 25° y cumbres sobre los 2.000 msnm. El área aportante se estima en 3,94 km2. El canal principal corre encajonado desde sus inicios hasta la cota 1.500 m s.n.m. Desde aquí la quebrada se ensancha, ocupando el canal el sector norte de ella mientras el resto es ocupado por depósitos aluviales y aluvionales antiguos. Estos tienen morfología de terrazas, cruzadas por pequeños canales de drenaje y antiguos levées que forman pequeños cordones. A partir del sector apical del cono de deyección, que se encuentra alrededor de la cota 1.150 m s.n.m., la quebrada se ensancha, hasta abrirse completamente cerca de la cota 1.000 m s.n.m., donde terminan las cuchillas que bajan desde la cabecera hacia el oeste, constituyendo los límites de la quebrada. En este punto comienza el desarrollo de la zona de piedemonte. El cono de deyección coalesce por el sur con el cono de la Quebrada La Florida, donde el límite entre ambos sigue una línea aproximadamente E-O. Hacia el norte, el desarrollo del abanico está limitado por la presencia de depósitos antiguos, los cuales conforman una topografía más elevada, con lomajes suaves de algunas decenas de metros de altura. En el sector de Macul Alto, el abanico se extiende, coalesciendo con su similar de Macul. Otras unidades geomorfológicas menores son algunos depósitos coluviales al pie de las laderas de la quebrada y hacia el norte de ésta, y un cordón que limita a la quebrada por el norte entre el ápice y la abertura total del cono, el cual tiene rasgos geológicos de una morrena glacial.

4.2 MORFOMETRÍA DE LAS CUENCAS

Las características morfométricas de las cuencas se han obtenido a partir del modelo de elevación del terreno. En primer lugar, se ha considerado como punto de salida de la cuenca o exutorio al punto en donde termina el curso alto o la zona de erosión de la cuenca. En la Figura 27 se muestra la ubicación de los exutorios de cada cuenca. En el caso de la quebrada de San Ramón el exutorio se encuentra a 820 m s.n.m., en la quebrada de Macul el exutorio se ubica a 912 m s.n.m. y en la quebrada de Lo Cañas a 1.007 m s.n.m.

Figura 27: Ubicación de los exutorios. Fuente: Elaboración Propia.

4.2.1 Red hidrográfica y cuenca aportante

A partir del modelo de terreno se ha generado la red de drenaje (Figura 28). Las tres cuencas poseen un drenaje de tipo dendrítico. Por otra parte, la cuenca de la quebrada de San Ramón tiene una orientación Noroeste-Sureste, la cuenca de la quebrada de Macul y la cuenca de la quebrada de Lo Cañas tienen una orientación principalmente Este-Oeste. En la Figura 29 se muestra el perfil longitudinal de las quebradas en análisis, considerando como base la cota 650 m s.n.m. Como se puede apreciar, la quebrada de San Ramón posee la mayor extensión (cerca de 2000 m); por otra parte, tanto las quebradas de Macul como de San Ramón superan los 2500 m s.n.m., mientras que la quebrada de Lo Cañas apenas supera los 2000 m s.n.m. En cuanto a la pendiente, esta

es mayor en la cuenca de Lo Cañas, en segundo lugar se encuentra la cuenca de Macul y en tercer lugar la de San Ramón.

Figura 28: Red de drenaje y cuencas aportante a cada exutorio. Fuente: Elaboración Propia.

Figura 29: Perfil Longitudinal del drenaje principal de las quebradas de Ramón, Macul y Lo Cañas

4.2.2 Parámetros de la cuenca

En la Figura 30 se muestran las curvas hipsométricas de las quebradas analizadas, cabe señalar que para esta gráfica se ha utilizado la cuenca hasta el exutorio señalado anteriormente. Como se puede apreciar, las tres curvas presentan un comportamiento similar, con una baja pendiente típica de ríos con gran potencial erosivo.

Figura 30: Curvas Hipsométricas de las quebradas de San Ramón, Macul y Lo Cañas

En cuanto a los parámetros morfométricos de la cuenca, en la Tabla 8 se han incluido los parámetros para cada una de las cuencas en estudio. En cuanto al área, la cuenca de San Ramón es la que posee una mayor superficie, además posee un mayor perímetro y mayor longitud del cauce principal.

Tabla 8: Parámetros morfométricos de la cuenca Desnivel Longitud del Coeficiente Área Perímetro máximo de Cuenca cauce Sinuosidad de (km2) (km) la cuenca principal (m) compacidad (m) Macul 23,40 24,20 9.148 2.330 1,29 1,40 San 35,97 30,40 14.386 2.408 1,69 1,42 Ramón Lo 3,94 9,87 3.559 1.476 1,13 1,39 Cañas

Por otra parte, se determinó el tiempo de concentración de la cuenca hasta el exutorio a partir de la fórmula de California Highways and Public Works. El tiempo de concentración es el tiempo necesario para que el caudal saliente se estabilice, cuando la ocurrencia de una precipitación con intensidad constante cae sobre toda la cuenca. En el caso de la cuenca de Macul el tiempo de concentración es de 0,61 hr, mientras que en la quebrada de San Ramón es de 1,03 hr y en la quebrada de Lo Cañas es de 0,24 hr. Por lo que el evaluar la implementación de un sistema de alerta temprana en estas cuencas se debe considerar que el tiempo de concentración es un factor limitante a la hora de generar la alerta a la población.

Tabla 9: Tiempo de concentración para las quebradas de Macul, San Ramón y Lo Cañas Cuenca Tiempo de Concentración (hr) Tiempo de Concentración (min) Macul 0,61 37 San Ramón 1,03 62 Lo Cañas 0,24 15 Fuente: Elaboración Propia.

Los resultados señalados anteriormente coinciden con los obtenidos por Vargas (1999), en donde se estimaron diversos parámetros morfométricos de la cuenca de la quebrada de Macul.

4.3 CATASTRO DE REMOCIONES EN MASA.

De la información expuesta a lo largo de este trabajo, se infiere que las remociones en masa que han afectado al área de estudio en el pasado reciente (histórico) y que han sido registradas corresponden a flujos de detritos los cuales tuvieron como factor desencadenante las precipitaciones. La Tabla 10 presenta un resumen de los eventos que causaron al menos un flujo en el área de estudio. Dentro de los eventos expuestos en la Tabla 10 se pudieron obtener datos de precipitaciones diarias para todos los eventos ocurridos desde 1980. En la Tabla 11 se presentan las precipitaciones diarias acumuladas para la duración del evento (se considera los días seguidos hasta la ocurrencia del flujo en que precipitó), acumulada para 10 días y acumulada para 30 días. Los datos fueron obtenidos de las estaciones de la DGA, y se presentan las dos estaciones más cercanas a las cuencas en cuestión, además se presentan en la Tabla 12 los datos calculados de la estación Cerro Calán, por ser la estación más cercana con registros para todos los eventos registrados post 1980.

Tabla 10: Eventos meteorológicos generadores de Flujos registrados para las cuencas en estudio Ocurrencia Flujo Altura Duración Isoterma 0° Evento Registrados(fecha) del evento San Ramón Macul Lo Cañas (m s.n.m.) de (días) antecedentes No hay 1908 No Si No No hay Dato Dato No hay 1936 No Si No No hay Dato Dato No hay abr-57 No Si No No hay Dato Dato 27-jun-82 No Si No 2400 5 17-jun-86 Si Si No 2900 5 14-jul-87 No Si No 2800 7 25-dic-91 No No Si 3200 1 03-may-93 Si Si Si 4000 2 12-nov-04 No No Si No hay Dato 2 17-abr-16 No No Si 3100 4 N° de Flujos Registrados 3 8 5

Tabla 11: Datos de PP calculados de las estaciones Pluviométricas Antupirén Y Quebrada San Ramón Estación Antupirén Estación Quebrada San Ramón Evento PP PP PP (mm) PP(mm) PP (mm) PP (mm) PP(mm) PP (mm) Registrados (mm) (mm) acumulada acumulada acumulada acumulada acumulada acumulada (fecha) día día evento 10 días 30 días evento 10 días 30 días RM RM 27-jun-82 43,00 195,50 269,50 395,80 No Existe Registro 17-jun-86 41,00 134,50 153,50 279,50 30,50 108,50 120,50 236,50 14-jul-87 72,00 212,50 212,50 215,00 58,00 199,00 199,00 201,40 25-dic-91 61,50 61,50 61,50 61,50 No Existe Registro 03-may-93 No Existe Registro No Existe Registro 12-nov-04 82,50 85,50 85,50 87,50 75,00 77,00 77,00 77,50 17-abr-16 20,00 96,50 96,50 101,00 No Existe Registro

Tabla 12: Datos de Precipitación calculados de la estación Cerro Calán Estación Cerro Calán Evento Registrados PP (mm) PP(mm) PP (mm) PP (mm) día (fecha) acumulada acumulada 10 acumulada 30 RM evento días días 27-jun-82 43,00 153,00 233,50 336,50 17-jun-86 45,50 124,00 143,00 277,90 14-jul-87 80,00 256,50 256,50 258,50 25-dic-91 29,50 29,50 29,50 40,00 03-may-93 30,90 35,00 35,00 156,50 12-nov-04 70,50 71,00 71,00 71,60 17-abr-16 23,10 97,00 97,90 102,40

De estos datos se observa que existen dos tendencias de eventos que han generado flujos en el área de estudio, los de corta duración y los de larga duración. En el primer grupo se encuentran aquellos que además de tener una duración de menos de 24 horas (los que dicen dos días, en general se debe a la forma de toma de datos), ocurren durante periodos de altas temperaturas. Los de larga duración ocurren generalmente en los meses de invierno (estación lluviosa) y presentan precipitaciones acumuladas por evento más alta que los de corta duración. Con esto se evidencia que la definición de umbrales de precipitación debe considerar la temperatura (línea de las nieves) al ser definidos. Un ejemplo de lo anterior fue el evento del 3 de mayo de 1993 el cual activó las 3 quebradas en estudio, pese a que la precipitación acumulada del evento es de las más bajas, pero al mismo tiempo la isoterma 0° se encontraba torno a los 4.000 m s.n.m. Cabe destacar que pese a que todos los flujos han ocurrido debido a precipitaciones, puede que se hayan originado como deslizamientos de roca y/o suelo, como caídas de rocas entre otros.

5 ASPECTOS RELACIONADOS AL MONITOREO DE FLUJOS DE DETRITOS

5.1 MODELAMIENTO

A continuación se exponen distintos modelos y algunos softwares utilizados para la modelación de flujos de detritos.

5.1.1 DFLOWZ. Método empírico-estadístico de Berti y Simoni (2007)

Corresponde a una adaptación para flujos de detritos del modelo de Iverson et al. (1998) creado originalmente para delimitar zonas de alcance de lahares. Berti y Simoni (2007) en base a los antecedentes recopilados de 27 eventos de flujos de escombros ocurridos en los Alpes italianos, deducen que el área del perfil realizado en el área de inundación del flujo (A) y el área planimétrica (B) están correlacionados linealmente con el volumen (V) del flujo de escombros con alta significación estadística, encontrando las siguientes ecuaciones globales:

2/3 A= 0,08*V B= 17*V2/3

Área de sección cruzada A: área del canal de flujos de detritos que es inundada por el flujo en el peak de la descarga.

A su vez las ecuaciones de máximo y mínimo están representadas por:

+-1 2/3 +-1 2/3 A max, min= 9 *0.08*V (=EA *0.08*V , EA representa la incertidumbre) +-1 2/ +-1 2/3, B max, min= 6 *17*V (=EB *17*V tal que EB representa la incertidumbre)

Para las predicciones propósito Berti y Simoni (2007) sugieren los valores EA = 4 y EB = 3 que corresponden a un nivel de confianza del 80% y que indican que A y B son predichas como una desviación estándar por encima de la línea de regresión. Se necesitan más pruebas antes de que estos resultados pueden generalizarse o aplicarse a otros sitios. Las ecuaciones máx y min son utilizadas por DFLOWZ, realizando primero el cálculo de la sección transversal A y la zona planimétrica de inundación B como una función de un volumen de flujo V, especificado por el usuario. Luego se construye una serie secciones transversales en el valle utilizando un modelo de elevación digital y, a partir de la sección de aguas arriba, calcula el ancho W del valle inundado asociado con A. Luego, el análisis procede a la sección de aguas abajo y se registra la zona planimétrica inundada entre las dos secciones. El cálculo se detiene cuando la zona inundada acumulativa se hace igual o mayor que B. El principal supuesto en el que se basa DFLOWZ es que: A es constante a lo largo del alcance deposicional mientras que el flujo puede ser confinado o no confinado dentro

de un valle porque en el área del abanico, el canal de flujo de escombros tiende a disminuir su tamaño debido a su carácter deposicional. Como consecuencia de ello, incluso los flujos de escombros de pequeño tamaño (menores a 104m3) pueden desbordar los bancos de los canales y propagarse como un flujo no confinado. La Figura 31 representa un ejemplo gráfico del cálculo realizado por DFLOWZ del área de inundación en perfiles transversales para tres casos hipotéticos diferentes. Caso (a) se refiere a un canal lo suficientemente ancho y profundo para contener el flujo de escombros dado. Esta es la condición de flujo confinado considerada en LAHARZ (utilizado para lahares) y simplemente sigue el método mencionado anteriormente. En el caso (b), el canal es demasiado pequeño para contener el flujo de escombros pero dos levées (típicamente de flujos anteriores) logran mantener el flujo confinado en un canal más ancho. El modelo utilizado en DFLOWZ llena primero el canal de flujo hasta la parte superior (1), luego el flujo se desborda, rellenándose la depresión topográfica (2), este mismo proceso vuelve a ocurrir rellenándose el canal más ancho (3). Caso (c) se presenta más comúnmente en un abanico: los detritos rellenan el canal (1) y se desbordan hasta a extenderse lateralmente sobre la superficie del terreno. El flujo entonces rellena las depresiones más cercanas (2) y cubre el resto de la superficie del terreno con cierto espesor h deposicional (3). Otro supuesto es que para flujos no confinados el espesor máximo del depósito es constante y se relaciona únicamente con el volumen del flujo de detritos (h--- =0.06*V 1/3). De este modo DFLOWZ puede ser utilizado en el software Matlab o mediante códigos en Fortran.

Figura 31: Perfiles esquemáticos representando el modo en que DFLOWZ calcula el orden en que se irán rellenando la fisiografía de los cauces para 3 casos hipotéticos. A: área de la sección transversal de inundación.

Los parámetros de ingreso requeridos para la implementación son: • Un diseño del volumen V del flujo de detritos

• Valores EA y EB que representen la incertidumbre en la predicción de A y B. • Un modelo de elevación digital para el área del flujo de detritos • Un flujo preferencia o recorrido a seguir del abanico • Una serie de secciones cruzadas donde puedan ser llevados a cabo los cómputos del programa.

Sin embargo, debido a la suposición de una constante A, el DEM debe incluir sólo el área de las deposiciones y no la parte empinada del canal en el que el flujo de detritos arrastra material del lecho y altera su volumen. En el área del abanico, la trayectoria del flujo preferencial puede ser difícil de localizar en base a un mapa topográfico, y probablemente deba ser encontrada mediante campañas de terreno a través del uso de GPS como se señala a continuación. Las secciones transversales deben ser perpendiculares a la trayectoria de flujo preferencial y tienen que ser lo suficientemente largas para tener en cuenta la posible propagación

lateral del flujo. DFLOWZ calcula la zona de inundación planimétrica B en la dirección del flujo, por lo cual la primera sección se debe situar en donde se espera que ocurra el comienzo de la depositación del flujo; por lo general esta zona corresponde al ápice del abanico aluvial. De hecho, una vez que el DEM captura con precisión la geometría del canal, el ápice del lóbulo acumulación será detectado automáticamente por DFLOWZ, y el error de B es generalmente insignificante debido a la zona limitada del tramo canalizado (Figura 32). Un problema más grave surge cuando el DEM no capta ningún canal. En este caso DFLOWZ no puede localizar el ápice del lóbulo de acumulación, y la primera sección transversal debe ser colocada manualmente. Se requieren estudios de campo y mediciones detalladas de la sección transversal de localizar este punto con una precisión razonable.

Por último DFLOWZ realiza los cálculos a través de los siguientes pasos: • Calcula los valores esperados A y B basado en el volumen V y los valores de

incertidumbre EA y EB entregados por el usuario. • Carga el arreglo de datos con los tres archivos ingresados por el usuario (DEM, recorrido del flujo y secciones transversales). • Deriva secciones transversales a lo largo del recorrido del flujo utilizando el DEM;

• Llena la sección transversal superior i hasta que el área de flujo inundada Ai se hace igual al valor A esperado, y almacena la anchura Wi inundada. • Se mueve a la sección de aguas abajo i + 1, 2 ... n, y calcula el ancho inundado

Wi + 1, 2

• Calcula el área planimétrica inundada entre las dos secciones del Bi, mientras Bi

Esta secuencia computacional es muy similar a LAHARZ. Las principales diferencias se encuentran en el procedimiento de extracción de secciones transversales (proyección a lo largo de una dirección especificada por el usuario en lugar de las tres direcciones fijas utilizado por Schilling, 1998) y en la capacidad de manejar el flujo no confinado.

Figura 32: Esquema ilustrativo de cómo operan los cálculos en DFLOWZ (Berti y Simoni, 2007)

5.1.2 MSF. Modelo de flujo de dirección única modificado

Garrido (2012) modela la propagación de un posible evento aluvial en la quebrada de Macul. Presentando dos alternativas basadas en los algoritmos LAHARZ y MSF, ambos diseñados para ser utilizados en ArcGIS. El primero de ellos no fue probado en este trabajo, puesto que actualmente se cuenta con DFLOWZ que es una herramienta calibrada específicamente para modelar específicamente flujos de detritos. A continuación se presenta lo extraído de esta memoria de título en relación a este modelo (MSF). El modelo MSF (siglas de Modified Single – Flow Direction Model o Modelo de Flujo de Dirección Única Modificado) fue desarrollado por Huggel et al. (2003) para determinar las zonas de peligro asociadas a flujos de detritos generados por el desbordamiento de lagos glaciales en alta montaña. Fue aplicado por primera vez en los Alpes suizos (Huggel et al., 2007). El modelo está integrado en el ambiente ArcGis y posee 2 componentes: trayectoria y confinamiento. La componente de trayectoria usa el algoritmo D8 que consiste básicamente en que el flujo siga como trayectoria la dirección con mayor pendiente. Para zonas más planas, donde los flujos tienden a expandirse lateralmente, se agregó una función especial que permite al flujo desviarse de la dirección principal de mayor pendiente hasta 45º en ambos lados. Una vez que las zonas potencialmente afectadas por el paso de un flujo son delineadas, el programa también asigna un valor de probabilidad a cada celda del DEM, de ser afectadas por el flujo. Esta probabilidad está

descrita por la función Fr que utiliza como principio el hecho que mientras más se desvíe una celda de la trayectoria de mayor pendiente, mayor es la resistencia. La razón H/Fr, donde H representa la distancia horizontal con respecto al punto de partida del flujo, determinado por el usuario, representa una función probabilística, y cada celda del DEM tiene asignada una probabilidad de ser afectada por el flujo, definida por:

Pq(i) = H(i) / Fr(i) (Huggel, 2003)

Pq(i) no es una función de probabilidad en sentido estricto, sino más bien una probabilidad cualitativa. La componente de confinamiento, a su vez, está dada por la relación V/L en que V es la distancia vertical que el flujo desciende y L es la distancia horizontal recorrida. La relación V/L debe ser definida por el usuario y debe corresponder al “peor escenario”, esto es, la máxima extensión que podría tener un flujo en la zona estudiada, de acuerdo a los datos de que se dispongan (Castruccio, 2008).

5.1.3 RAMMS. Rapid Mass Movement Simulation

RAMMS es un conjunto de software de modelamiento numérico inicialmente diseñado para modelar avalanchas de nieve, pero actualmente se le han realizado algunas modificaciones con el fin de adaptarse a otros movimientos en masa, como la versión para flujos de detritos. Ha sido diseñado por el Instituto Federal Suizo de estudios de avalancha de nieve (WSL/SLF) y es una herramienta poderosa y amigable para predecir movimientos masivos (Hussin, 2011). A continuación explicaremos el modelo físico en el que se basa RAMMS, sacándolo de la información entregada en el Manual de usuario v1.5 (WSL, 2013). RAMMS usa el modelo continuo de Voellmy-Salm (Salm, 1993). Este modelo divide la resistencia friccional en 2 partes: una fricción seca tipo Coulomb (coeficiente µ) que pondera al stress normal y una velocidad cuadrática de arrastre o fricción viscosa-turbulenta (coeficiente ξ). La resistencia friccional S (Pa) es entonces: = ( ) + 2

푆 µ휌휌휌휌휌휌 휑 휌휌 푈 � Donde ρ es la densidad, g es la aceleración gravitacional,휉 φ es el ángulo de la ladera, H es la altura de flujo y U, la velocidad del flujo. El estrés normal en la superficie de escurrimiento, Hgcos( ) puede ser resumido en un solo parámetro N. El modelo de Voellmy considera la resistencia de la fase sólida (µ muchas veces se expresa como la ρ φ tangente del ángulo de cizalle interno) y una fase fluida viscosa o turbulenta (ξ fue introducida por Voellmy usando argumentos hidrodinámicos). Los coeficientes de fricción son los responsables del comportamiento del flujo. µ domina cuando el flujo está próximo a detenerse y ξ domina cuando el flujo escurre rápidamente. Durante una simulación los coeficientes de fricción son constantes en el dominio de cálculo (el área de interés, que es el camino completo del flujo de detritos). Pero es posible añadir dos polígonos dentro del dominio de cálculo con diferentes parámetros de fricción y de altura del flujo.

Para más detalle, las ecuaciones que gobiernan el modelo se especifican en el trabajo de Cristen et al., 2010 (en Hussin, 2011). La Figura 33 resume los principales datos de entrada del modelamiento con el programa RAMMS. El modelo digital de elevación (DEM) es la base sobre la que todos los modelos ocurren, por lo que es el dato de entrada que más peso tiene sobre el resultado de la simulación (WLS, 2013), debe estar en formato ESRI ASCII Grid format, que se puede exportar desde el software ArcGis (ver Figura 34). Las imágenes que se pueden importar al programa RAMMS tienen que estar georreferenciadas y luego importadas al formato TIF con su correspondiente archivo TFW.

Figura 33: Datos de entrada de RAMMS y la interfaz del usuario (modificada de Hussin, 2011).

Después de que las imágenes son importadas, el usuario debe definir un dominio de cálculo en RAMMS en el área de interés que corresponde al camino completo del flujo de detrito. Mientras más pequeño el dominio más rápido será correr una simulación. Otro dato de entrada que afecta el tiempo de cálculo es la resolución de la grilla (m) del modelo y es uno de los parámetros de entrada en la modelación. Los otros parámetros son: el tiempo final (s), el número de pasos (dump step), la densidad constante del flujo de detritos y el coeficiente de presión Lambda (suele usarse un valor igual a uno).

Figura 34: Formato grilla ESRI ASCII para el DEM. Extraída de WLS, 2013.

El área de iniciación (release area) puede ser dibujada directamente en la interface de usuario de RAMMS, exportada desde un programa SIG como polígono en formato shapefile (.shp) o de un archivo anterior realizado en el programa. Inmediatamente luego de tener el área de iniciación se le debe asignar una altura de liberación o inicio que es definida por el usuario o por RAMMS, esta última opción estima la altura en base a la topografía. En el caso de flujos de detritos canalizados lo mejor es usar una hidrografía de entrada en vez del área de iniciación. Sin embargo, esto requiere conocer la cantidad de material que pasa por un lugar dado. Para la simulación RAMMS usando hidrografía de entrada hay dos opciones: colocar una tabla con la descarga Q, tiempo t y velocidad v a distintos tiempos (mínimo 3, máximo 10). Estos datos es posible extraerlos, por ejemplo, de mediciones de altura de flujo y su correspondiente sección transversal del canal. La otra opción es definir el volumen total Vtot, correspondiente a la máxima descarga Qmax, tiempo cuando ocurre la descarga máxima tmax y la velocidad. Con esto se puede construir una hidrografía de tres puntos como la mostrada en la Figura 35. Los primeros dos datos los puedes obtener usando el volumen total del flujo de detritos registrado en bibliografía en combinación con relaciones empíricas entre el volumen total y la descarga máxima (ver ecuaciones en apunte de Tamburrino, s. f.) y por otro lado, considerar que el tiempo de la descarga máxima es unos pocos segundos o décimas de segundo después del arribo de un flujo de detrito a una localidad dada.

Figura 35: Hidrografía de tres puntos. Extraída de WLS, 2013.

Para ingresar la localidad de la hidrografía se debe utilizar la herramienta “release area” y trazar una línea transversal de donde se midió la descarga, el tiempo y la velocidad (Figura 36).

Figura 36: Ingreso de la localización de la hidrografía de entrada.

Los parámetros de fricción usados como entrada en RAMMS son: el coeficiente de fricción µ (Mu) y el coeficiente de turbulencia ξ (Xi). Estos pueden ser constantes o tener variación en todo el terreno basada en polígonos definidos por el usuario o valores de fricción definidos por los usuarios combinados con clasificación topográfica de RAMMS (Hussin, 2011). Para escoger los parámetros de fricción lo que debe realizarse es una

calibración de los mismos utilizando volúmenes y áreas de eventos anteriores en la zona de interés. Según Hussin (2011), para asegurar que una calibración sea exitosa hay que considerar los siguientes criterios:

1. El modelo calibrado debe alcanzar un alcance similar a los pasados eventos. 2. El volumen inicial debe estar en el rango de los eventos pasados 3. El volumen depositado debe estar en el rango de los eventos pasados 4. La velocidad modelada en el ápice del abanico y en otro punto del abanico deben estar en el rango de la velocidad en dichos puntos en eventos pasados 5. La altura de los depósitos en el ápice del abanico y en otro punto del abanico deben estar en el mismo rango que eventos pasados. El flujo de detritos simulado en RAMMS termina por la definición del usuario de un tiempo final o usando un criterio de termino que se basa en el momentum. RAMMS realiza una suma del momento de todas las celdas y la compara con la suma del momentum máximo. Si el la diferencia del porcentaje es menor que un porcentaje definido por el usuario, el flujo se considera detenido (Christen et al., 2010 in Hussin, 2011). Para más detalles de los parámetros e interfaces con el usuario en RAMMS, revise el Manual de Usuario (WSL, 2013). Los tiempos de simulación varían de 100 segundos a 15 min. aproximadamente, los datos de salida principales que se obtienen son: • Volumen de depositación, transporte e iniciación (m3) en algún momento del flujo. • El área superficial del flujo (m2) en algún momento. • Altura del depósito (m), velocidad (m/s), presión de impacto (kPa), tasa de arrastre (kg/m2s) y masa erodada (kg) en algún momento del flujo, incluyendo sus valores máximos alcanzados. • Perfiles de sus caminos longitudinales y secciones transversales del flujo de detrito. • Animaciones del flujo completo en formato GIF.

5.1.4 TopRunDF 2.0

Este programa gratuito es usado para predecir potenciales áreas de deposición, y el largo del alcance de flujos de detritos en abanicos aluviales. En vez de asumir un área de flujo transversal constante, establece los caminos potenciales de los flujos en el abanico. Un elemento importante que controla la deposición, además del volumen del evento es la topografía del abanico, por eso esos son los principales requerimientos para la modelación usando este software. Adicionalmente se deben definir un punto de inicio de deposición del flujo de detritos y un coeficiente de movilidad kBobs (observado) o kBpred (predicho). El coeficiente de movilidad observado se define como -2/3 kBobs = Bobs Vobs

Donde Bobs es el área planimétrica observada y Vobs es el volumen de depositación observado.

El coeficiente de movilidad predicho puede ser estimado basado en la pendiente promedio del canal Sc así como la pendiente del abanico Sf (Scheidl & Rickenmann, 2010)

-0,10 -1,68 KBpred= 5.07 Sf Sc Donde Sf y Sc están en unidades equivalentes a la tangente del ángulo de la pendiente. El punto de inicio puede ser un cambio distintivo en el perfil del flujo longitudinal u obstáculos que fuerce el depósito del flujo de detritos. Dada la sensibilidad del programa el usuario deberá realizar quizás muchas simulaciones para lograr resultados plausibles. El modelo digital de elevación (DEM) tiene que estar en formato ASCII ESRI (Figura 34) para asegurar que es independiente de un sistema de información geográfico comercial, en los ejemplos dados por los autores del programa se utilizan DEMs con datos LIDAR de grillas de 2,5x2,5 m. En la Figura 37 se aprecia la interfaz a través de la que se ingresan los parámetros de entrada del programa, primero un DEM que para que la simulación demore poco debe ajustarse al área de interés considerando la zona posible de depositación. El punto 1.2 corresponde a un parámetro ajustable por el usuario que sirve para “elevar” los pixeles del DEM a medida que corre la simulación para permitir que siga la simulación y no se produzcan estancamientos por puntos del DEM que sean sumideros. El punto 1.3 corresponde a un archivo ASCII ESRI que contiene información con la forma de barreras, que pueden existir o planificarse para mitigar los efectos del flujo de detritos y por esta razón quiere modelarse su efecto sobre el flujo. En el punto 2, se definen los parámetros de simulación. El programa utiliza un modelo probabilístico de tipo Montecarlo, de forma tal que el área total afectada por el flujo se incrementa continuamente si el número de caminos individuales del flujo es aumentado (Hürligan et al., 2008; en Scheidl, 2009), la cantidad de caminos está dada por el número de iteraciones de Montecarlo (MCI-number), que a su vez, define el número de pasos Mortecarlo. Es un parámetro que se calibra de acuerdo al área afectada por eventos de flujos anteriores en el área de interés, pero los autores del programa recomiendan un MCI-number = 50.

Figura 37: Interfaz donde se ingresan los parámetros de entrada del programa TopRunDF2.0

Los siguientes parámetros de simulación corresponden al punto de inicio de la simulación, el volumen y el coeficiente de movilidad definido antes en esta subsección. El punto de inicio también se debe calibrar respecto a flujos históricos en la zona. Los modelos comparativos entre RAMMS y TopRun muestran una aceptable correlación entre uno y otro (Figura 38), sin embargo la diferencia principal radicará en los costos y el objetivo para el cual se desee modelar.

Figura 38: Comparación entre un modelo en RAMMS (izquierda) y TopRun (derecho), (Scheidl et al., 2013).

5.1.5 FLO-2D

FLO-2D es un modelo de tránsito dinámico de cauces en 2 dimensiones, que simula flujo en canales, superficies no confinadas y flujo en calles, el que usa una ecuación de momentum de onda dinámica y un esquema central de diferencia finita (FLO-2D Reference Manual). FLO-2D usa el modelo cuadrático de O’Brien y Julien (1995):

τ = τy + η*δu/δy + C *( δu/δy)2

Donde τ es el esfuerzo de corte (Pa), τy es el esfuerzo de cedencia (Pa), η es la viscosidad dinámica (Pa s), δu/δy es la tasa de corte y C es el coeficiente de esfuerzo inercial. Se acepta que tanto la viscosidad η como el esfuerzo de cedencia τy (yied stress) se incrementan exponencialmente con la concentración volumétrica de los sedimentos finos Cv (O’Brien y Julien, 1988), tamaño arena, limo y arcilla.

β Cv β Cv τy = α2e 2 y η=α1e 1

Donde αi y βi son coeficientes empíricos definidos por experimentos de laboratorio de O’Brien y Julien, 1988. En este trabajo consideran las matrices de diferentes muestras que se distinguen por su contenido de arcillas, la distribución estadística de sus tamaños,

su plasticidad y límite líquido. La viscosidad (poises) y el esfuerzo de cedencia (dinas/cm2) son funciones de la concentración volumétrica de sedimentos. Los datos de entrada para simular flujos de detritos con FLO-2D son fundamentalmente son la topografía y coeficientes de fricción. El modelo de elevación digital (DEM) debe ser de grillas de forma cuadrada. Para cada grilla se usa un valor de la constante de Manning que se usa para la fricción de fondo. No se considera erosión de fondo ni depositación. Se puede ingresar también infraestructura (calles, barreras, etc.) y apreciar su efecto en la simulación (Ying-Hsin, 2012). Se necesita ingresar también las hidrografías de agua caída como de descarga de flujos de detritos con los correspondientes lugares de entrada como los parámetros reológicos. La hidrografía de lluvia se obtiene de los registros de precipitación durante el evento de flujos de detrito y la hidrografía de descarga incluye tanto la escorrentía de agua como la variación temporal de la concentración del volumen sólido Cv entre 0,45 a 0,55 acorde al manual de uso (FLO-2D Software, Inc. 2006 citado en Ying-Hsin, 2012). Los datos de entrada de parámetros reológicos incluyen el peso específico del flujo m, esfuerzo de cedencia τy, viscosidad dinámica η y parámetro de resistencia K. γ A diferencia de otros programas, en FLO-2D el mecanismo de término de la simulación es el máximo tiempo de simulación ingresado por el usuario, que no se basa en ningún mecanismo físico (como el momentum del flujo) u otra condición del programa.

5.1.6 Resumen de cualidades de distintos softwares

En la Tabla 13 se muestra una comparación de los softwares propuestos para DFLOWZ, RAMMS, MSF, LAHARZ y TopRunDf.

Tabla 13: Comparación entre los distintos softwares que pueden ser utilizados para modelar flujos detríticos.

5.2 ESTRATEGIAS Y TIPOS DE MONITOREO

Los sistemas de alerta temprana para los flujos de detritos pueden estar basados en dos principios a elección: los que se encargan de observar la previsión meteorológica y los sistemas que detectan la ocurrencia de flujo de detritos en un sitio determinado. Por lo tanto, los sensores usados para monitorear los flujos de detritos pueden ser clasificados en dos grupos principales:

i) Sensores para alerta temprana ii) Sensores para alerta de un evento.

Los sensores de alerta temprana se enfocan en monitorear los agentes causantes de los flujos de detritos para dar alertas con un alto tiempo de anticipación para permitir la evacuación de personas y la toma de medidas de mitigación ante un eventual o inminente peligro. Por otro lado los sensores de alerta de evento detectan un flujo de detritos en proceso y monitorean las características de este, su trayectoria y estado de avance, permitiendo una alerta con un tiempo mucho menor para reaccionar. El monitoreo de los agentes causantes de flujos de detritos se enfoca en monitorear procesos hidrometeorológicos (típicamente la precipitación) que gatillan flujos de detritos. Para este tipo de monitoreo lo más común son redes de pluviógrafos e información de radar meteorológico. Estos datos son usados en tiempo real junto con correlaciones empíricas entre precipitación y ocurrencia de flujos de detritos. La forma más simple de expresar estas relaciones es a través de un gráfico de intensidad de precipitación vs duración de la tormenta en donde se dibuja una línea de precipitación crítica (Figura 39). Otras variables que también se usan para identificar umbrales de precipitación que gatillan flujos de detritos son; las precipitaciones acumuladas para un evento, la razón entre las precipitaciones acumuladas y la precipitación media anual, y la intensidad máxima de la precipitación para una duración determinada.

Figura 39: Umbral de precipitación (Arattanoy Marchi, 2008)

5.3 SENSORES E INSTRUMENTOS PARA RED DE MONITOREO

A grandes rasgos, los sensores y/o instrumentos a ser utilizados en una red de monitoreo se pueden dividir en 2 tipos, los de alerta y los de monitoreo. Los de alerta están diseñados para percibir cualquier movimiento que indique la ocurrencia de una remoción en masa, en general los sensores de alerta son sensores robustos y

económicos, como por ejemplo los sensores de alambre o de péndulo, también existiendo algunos más costosos como pueden ser fotoceldas o geófonos. Los sensores de monitoreo son aquellos diseñados para medir uno o más parámetros de una remoción en masa. A continuación se presentan algunos de los sensores utilizados hoy en día en sistemas de monitoreo para remociones en masa, los tres primeros corresponden a sensores de alerta y el resto a sensores de monitoreo.

5.3.1 Sensor de tracción por cable

Corresponde a un sensor de movimiento analógico, económico y robusto, en el cual se fija un extremo de un cable al suelo o roca, y si ocurre un desplazamiento el cable tirara del sensor emitiendo una señal, en general eléctrica. Este sensor resulta muy utilizado en la detección de flujos de escombros, los cuales se caracterizan por tener un alto contenido de gruesos, sobretodo en la parte frontal, y ser pobres en agua (en especial durante la primera pulsación). Dadas estas características físicas y su velocidad, el flujo de escombros permite la desconexión del sensor de tracción por cable, lo que da comienzo al sistema de alerta. Y hace de este sensor uno muy apropiado para este tipo de flujo de detritos.

5.3.2 Sensor de péndulo

Corresponde a un sensor de movimiento analógico, económico y robusto, el cual consiste en péndulos ubicados en el sector que se espera la ocurrencia de una remoción en masa o por donde se mueva la misma. Estos péndulos al moverse debido a la remoción en masa emite una señal (eléctrica). En general estos sensores se componen de varios péndulos de distintos largos, así se obtiene información sobre la altura de la remoción en masa.

5.3.3 Geófonos

Los geófonos son transductores de desplazamiento, velocidad o aceleración que convierten el movimiento del suelo (onda) en una señal eléctrica. El uso de geófonos también permite estimar la velocidad del flujo, puesto que este indicará el pulso a un tiempo dado, y conociendo la distancia entre ambos se logra calcular la velocidad.

5.3.4 Pluviógrafo de cubeta basculante

El pluviógrafo es un instrumento meteorológico empleado en el estudio y análisis de las precipitaciones. El pluviógrafo tiene por función registrar de forma continua la cantidad de precipitación caída en un período de tiempo determinado, diferenciándose del pluviómetro en que además es capaz de registrar la intensidad de las precipitaciones, así como su variación en el tiempo (Léon, 2013). Un pluviógrafo de cubeta es un instrumento que mide las precipitaciones mediante un mecanismo de cubos calibrados de idénticas

proporciones que señalizan el volumen de precipitación obtenido mediante una acción de conmutación. La conmutación del mecanismo de cubeta vacía la lluvia colectada en uno de los cubos y pone al otro cubo listo para continuar el proceso de medición. La elección de un pluviógrafos de cubeta basculante es apropiada al ser más confiable y probado (para eventos extremos) que otros tipos de pluviógrafos o pluviómetro. Actualmente los pluviografos disponibles en el mercado son digitales, registran el movimiento de las cubetas por medio de sistemas electrónicos que pueden conectarse, por ejemplo vía radio, con un servidor central que almacena todos los datos recogidos en vario pluviógrafos. La caracterización de la precipitación es básica para una correcta calibración de los umbrales de precipitación que generan remociones en masa.

5.3.5 Anemómetro

Un anemómetro es un aparato destinado a medir la velocidad relativa del viento que incide sobre él. En lo referente a monitoreo de remociones en masa este se usa para identificar correctamente la cantidad e intensidad de la lluvia, influenciada por la temperatura y el viento, es debido a esto que el anemómetro debe ubicarse en el mismo nivel de la boca del pluviografo. El anemómetro ultrasónico con tres ejes es útil para la caracterización de la intensidad del viento. Este tipo de anemómetro, aprovecha el efecto Doppler que produce el viento que pasa sobre los sensores, puede identificar tanto la intensidad del viento, como su dirección.

5.3.6 Termómetro

Un termómetro es un instrumento que sirve para medir la temperatura. El cual para el monitoreo de remociones en masa se utiliza con el objetivo de evaluar correctamente la cantidad y la intensidad de lluvia, la influencia de la temperatura y el viento, la estación tiene que estar provisto de un termómetro en el mismo nivel de la boca del pluviómetro, además se utiliza para estimar el comportamiento de la isoterma 0° a escala local.

5.3.7 Ecosonda

Una ecosonda corresponde a un sensor de ultrasonido, los cuales son los sensores más utilizados para el monitoreo continuo de la magnitud de los flujos de detritos (profundidad de flujo). El tiempo de medición de los sensores debe ser menor (1-2 segundos) al utilizado para las mediciones de nivel hidrométrico. El registro de nivel de flujo permite obtener las diferentes fases evolutivas de un flujo de detritos, destacando así los procesos de erosión / deposición en correspondencia con una sección de canal monitoreado. La ecosonda debe estar conectado a una unidad de registro / elaboración, y puede ser un instrumento útil también en la alerta.

5.3.8 Cámara térmica

Una cámara térmica o cámara infrarroja es un dispositivo que, a partir de las emisiones de infrarrojos medios del espectro electromagnético de los cuerpos detectados, forma imágenes luminosas visibles por el ojo humano. Actualmente la cámara térmica es el sensor comercial más útil capaz de registrar imágenes nocturnas además de no ser influenciado por la lluvia, si se utilizara una cámara normal se debería considerar instalar un foco junto ellas para poder realizar el seguimiento nocturno. La cámara térmica debiera estar provista de un software de procesamiento de imágenes en condiciones de evaluar automáticamente el movimiento de material del flujo de detrito además debiera ser capaz de grabar imágenes durante todo el día y bajo cualquier condición climática. La cámara debe estar provista de un software de procesamiento de datos, capaz de reconocer todos los objetos en función de su espectro electromagnético. El software debe ser capaz de filtrar los datos, con el fin de borrar los elementos de interferencia tales como la precipitación, identificando así sólo el material flujo de escombros en movimiento. El resumen de las prestaciones de estos sensores se muestra en la Tabla 7, mientras que la Tabla 8 presenta otro tipo de parámetros que se pueden determinar dentro de un flujo mediante sensores (uso de investigación).

5.3.9 Registrador de datos

Parte esencial del sistema lo constituye un registrador de datos en terreno (data logger), este aparato debe ser capaz de almacenar, procesar y respaldar la información en caso de que la transmisión falle. Además, el registrador de datos debe ser capaz de transmitir la señal de alerta a los sistemas locales implementados (ejemplo, sirenas, central de emergencia, etc.). Lo recomendable en todo sistema es mantener a lo menos dos vías de transmisión en paralelo a modo de resguardo. La Tabla 14 muestra un resumen comparativo de ventajas y desventajas entre los distintos tipos de sensores.

Tabla 14: Resumen utilidad distintos sensores. Intensidad y cantidad de precipitación Pluviómetro Anemómetro Termómetro Características del flujo (reconocimiento visual) Cámara Videocámara Cámara térmica Altura máxima del flujo Teodolito o Cables Fotoceldas Ultrasonido Radar Láser Hidrograma del flujo de detritos Ultrasonido Radar Láser Vibración del suelo Sismómetros o geófonos (velocímetros y acelerómetros) Velocidad media del flujo, descarga máxima y volumen (variables derivadas) Ultrasonido Radar Láser

Tabla 15: Parámetros adicionales de un flujo de detritos y dispositivos de medición. Infrasonido Micrófonos Velocidad en superficie Large Scale Particle Image Velocímetro doppler Velocimetry (LSPIV) Sensores de velocidad electromagnético aplicada a videos basados en velocímetros de filtro espacial Fuerzas basales (stress normal y de cizalle)

Celdas de carga Presión de fluido en poro Sensores de presión Fuerza de impacto Medidores de presión Medidor de tensión Profundidad de la erosión en el tiempo

Resistores en sensor columna de erosión Topografía de depósitos de flujos de detritos Escáner laser terrestre Teodolito GPS Almacenamiento en el canal y cambios en las fuentes del sedimento LiDAR aéreo y/o terrestre Teodolito GPS

Tabla 16: Ventaja y desventajas comparativas de los distintos sensores. Sensores Operación Ventajas Limitaciones Los sensores ultrasónicos deben ser colgados Fácil definición de Ultrasonido, Medición de la sobre el canal, la instalación puede verse umbrales para gatillar radar, laser profundidad del flujo dificultada si los bancos del canal son alarma inestables Definir los umbrales para gatillar alarmas es Medición de la Instalación sencilla y complicado. El riesgo de falsos positivos Sismómetro vibración del suelo segura (se entierran en puede ser alto (trenes, camiones, caídas de s y geófonos causado por el flujo lugares seguros en los rocas). La necesidad de filtrar la señal puede de detritos bancos del canal) aumentar la complejidad del sistema. Detección del flujo a Los péndulos deben ser colgados sobre el partir de la Dispositivo simple y Péndulos canal, la instalación puede verse dificultada si inclinación del robusto los bancos del canal son inestables péndulo

Sensor de Detección del flujo Se debe reponer después de activarse. Dispositivo simple y tracción por por el corte de los Riesgo de falsos positivos (animales, caídas robusto cable cables de árboles, etc)

Detección del paso No se deben reponer La instalación debe ser cuidadosa para evitar Fotoceldas de flujo como los cables que entren en contacto con el flujo

Neblina y la ocurrencia de flujos en la noche Reconocimiento de Instalación en lugares Cámara pueden disminuir la visibilidad y la flujos de detritos seguros efectividad de este sensor

5.4 SENSORES DISPONIBLES EN El ÁREA DE ESTUDIO.

Dentro del área de estudio, actualmente existen 4 estaciones meteorológicas vigentes, 3 corresponden a estaciones administradas por la Dirección General de Aguas del Ministerio de Obras Públicas (DGA), y una por la Dirección Meteorológica Chile (DMC). Los datos de estas estaciones (precipitaciones diarias y temperaturas) se pueden revisar on-line. Además de estas 4 estaciones se considera que existen 4 estaciones meteorológicas más de la DGA que pueden ser de utilidad para la continuidad de estudio debido a la cercanía de estas (Figura 41). Asimismo, existe una estación fluviométrica en la quebrada San Ramón, no así en la quebrada Macul o en la quebrada san Lo Cañas (Figura 42). Esta estación, de consulta on-line, entrega datos de Caudales Medios, además de Altura y Caudal Instantáneo (Diario).

Figura 41: Ubicación de estaciones meteorológicas de interés para este estudio.

Figura 42: Ubicación estación fluviométrica de interés para este estudio

6 MEDIDAS ESTRUCTURALES DE MITIGACION DE REMOCIONES EN MASA

Las medidas estructurales de mitigación de riesgos son obras de ingeniería empleadas para reducir o llevar a niveles “aceptables” el riesgo al que está expuesta una comunidad. Pueden ser catalogadas como preventivas, correctivas o de control. Previo a la implementación de cualquier medida de mitigación se deben realizar estudios de detalle sobre los aspectos geológicos/geotécnicos y de riesgo, donde se identifique el tipo de remoción en masa a mitigar y la población objetivo. Complementariamente se deberán realizar modelos para evaluar el comportamiento y magnitud de los fenómenos en estudio. Una vez realizadas estas evaluaciones, y considerando los costos de cada tipo de obra de mitigación, se tendrán bases suficientes para un adecuado diseño de las mismas.

6.1 REMOCIÓN Y/O CONFORMACIÓN DEL PERFIL DEL TERRENO O TALUD

Esta obra consiste en realizar, a través de movimiento de material, un cambio en la geometría de la ladera con el fin de estabilizarla (Figura 43). Corresponde a una medida preventiva. Las técnicas constructivas más usadas con este propósito corresponden a: • Tendido de Talud. • Construcción de Bermas • Construcción de Trincheras • Terraceo • Remoción y Remplazo de Material

Figura 43: Ejemplo de remoción y/o conformación del perfil del terreno o talud

6.2 CONTROL DE DRENAJE E INFILTRACIÓN.

Son obras diseñadas para controlar o disminuir la presión ejercida por el agua que se infiltra en el suelo o roca (Figura 44). Corresponde a una medida de preventiva y pueden

ser implementadas para aguas superficiales como subsuperficiales, las técnicas más usadas con este objetivo son: • Cunetas • Zanjas • Revestimiento • Revegetación • Drenes • Pozos

Figura 44: Ejemplo de Control de drenaje e infiltración.

6.3 ESTRUCTURA DE CONTENCIÓN PARA SUELOS

Esta medida busca a través de un aumento en las fuerzas soportantes contener el suelo y que no ocurran remociones en masa. Las más usadas de estas estructuras corresponden a: • Muros de contención • Muros de Tierra reforzada • Muros de Gaviones • Muros Anclados • Pilotes • Revestimiento con mallas Flexibles.

6.4 ESTRUCTURAS DE CONTENCIÓN PARA ROCAS

Esta medida busca a través de un aumento en las fuerzas soportantes contener la roca y que no ocurran remociones en masa (Figura 45). Las más usadas, tanto individualmente como en combinación, de estas estructuras corresponden a: • Anclaje en roca. • Hormigón Proyectado (Shotcrete). • Revestimiento con mallas Flexibles.

Figura 45: Ejemplo de Estructuras de contención para rocas

6.5 PROTECCIÓN DE LA SUPERFICIE DEL TALUD CON VEGETACIÓN

Corresponde a una medida de mitigación que ayuda a controlar la escorrentía superficial aumentando la rugosidad del terreno. En algunos casos, dependiendo del tipo de vegetación, esta puede aumentar las fuerzas estabilizadoras. Corresponde a una medida preventiva.

6.6 OBRAS PARA EL CONTROL DE MATERIAL CAÍDO O DESLIZADO

Estas obras buscan contener o desviar una remoción en masa de suelo o roca ya gatillada, así protegiendo directamente cierta infraestructura. Dentro de este tipo de obras se destacan: • Escudos contra caída de rocas o deslizamientos • Cunetas o bermas de intercepción • Mallas metálicas (Figura 46) • Muros o gaviones

Figura 46: Mallas metálicas como control de material caído o deslizado

6.7 OBRAS SOLIDAS TRANSVERSALES

Corresponden a diques y piscinas construidos transversalmente a los cauces, generando de esta manera una disminución de la energía, reteniendo los sedimentos más pesados y generando zonas de baja energía para la sedimentación del material solido presente en los flujos (Figura 47).

Figura 47: Vista en planta de las piscinas transversales de la Quebrada Macul.

6.8 OBRAS FLEXIBLES TRANSVERSALES

Corresponden a mallas metálicas especialmente diseñadas y ancladas las cuales se ubican en los cauces y son capaces de contener los sólidos de mayor tamaño en un flujo o aluvión (Figura 48), reduciendo así la energía de estos disminuyendo así los alcances del mismo. Estas se pueden instalar a lo largo de todo una cuenca.

Figura 48: Ejemplo malla contención flujo de detritos

7 PROPUESTA DE CONTINUIDAD

Sobre la base de los antecedentes recopilados y la información generada en el presente estudio, se recomienda dar continuidad al proyecto de monitoreo siguiendo el lineamiento estructural presentado a continuación. En primer lugar se deben establecer cinco directrices principales a partir de las cuales se definirán las etapas y actividades a desarrollar. Estos conceptos representan una evolución en la continuidad del proyecto y pueden sistematizarse en cinco puntos primordiales:

i) Diagnosticar ii) Generar iii) Diseñar iv) Implementar v) Transferir.

La primera etapa de diagnóstico es la que se ha abordado y desarrollado en extenso en el presente estudio.

7.1 DIAGNOSTICAR

Esta primera línea de acción comprende el análisis exploratorio de factibilidad para el desarrollo de un proyecto de monitoreo en un área de estudio determinada. El objetivo principal será realizar un diagnóstico sistematizando en base a la recopilación y análisis de antecedentes disponibles del medio físico, y proponer la bases que permitan establecer la sustentabilidad de un sistema de monitoreo de remociones en masa aplicado al área de estudio en cuestión, identificando las necesidades y requerimientos para dar continuidad al proyecto. En resumen, la recopilación y análisis de antecedentes tiene por finalidad: • Compilar la mayor cantidad de información. Principalmente antecedentes geológicos, análisis de prensa escrita, informes técnicos, antecedentes históricos, planes reguladores, publicaciones científicas, entre otros. • Sistematizar la cartografía del lugar, imágenes satelitales y modelos de elevación digital, evaluando la calidad de ellos y el tipo de modificaciones necesarias para los objetivos del proyecto. • Evaluar la factibilidad de diseñar un sistema de monitoreo de remociones en masa para fenómenos característicos del área de estudio.

7.2 GENERAR

Esta área de intervención está orientada a la profundización del conocimiento específico del área de estudio en cuanto a sus particularidades geológicas,

geomorfológicas, fisiográficas, meteorológicas y de amenazas con orientación específica a los fenómenos de remoción en masa. En este estadio del proyecto se requerirá la modelación y entendimiento acabado del tipo de fenómeno a monitorear así como de las condiciones y factores desencadenantes utilizados para la generación del modelo de amenaza. Además, se establecerán los parámetros fundamentales que serán registrados y analizados por el sistema. Los productos esperados serán mapas que permitan identificar i) las características geológicas-geomorfológicas del área, ii) las zonas críticas donde será necesario el monitoreo con herramientas y equipos específicos. Asimismo, se espera contar con una propuesta preliminar del diseño la cual podrá incluir o no la instalación de equipos, sin embargo, se recomienda incorporar esta fase como un monitoreo piloto a fin de reconocer falencias o complicaciones sobre la eficiencia y desempeño de los equipos, y la viabilidad en la toma y transferencia de datos. El objetivo de incorporar esta fase piloto permitiría calibrar las etapas posteriores de implementación y puesta en marcha del sistema definitivo. Este proceso incluye la adquisición de herramientas y equipos que permitan modelar los distintos fenómenos objetos del estudio. A modo preliminar, se considera que los programas RAMMS o FLO-2D podrían ajustarse a las necesidades del proyecto, sin embargo esto puede ser analizado con mayor profundidad al inicio de esta etapa. En consecuencia, las fases de esta etapa son las descritas a continuación.

7.2.1 Geología, Geomorfología y Geotecnia

En esta fase se contempla el trabajo en terreno y elaboración de mapas que muestren las características geológicas/geotécnicas y/o geomorfológicas del área de estudio. Considera el levantamiento de las unidades geológicas, diferenciando las unidades de rocas, sedimentos y suelos, así como los procesos activos o con injerencia en los fenómenos de remociones en masa. En este sentido, dependiendo de las particularidades del terreno, será necesario caracterizar las unidades desde el punto de vista geotécnico, estructural y de especial relevancia será la descripción geomorfológica con especial énfasis en la caracterización de los deslizamientos, derrumbes, reptación de suelos, entre otros procesos. El trabajo de campo consistirá en el mapeo de los distintos elementos estructurales presentes, estratificación, fallas, fracturas, indicadores cinemáticos, etc., que serán traspasados a una base topográfica o imagen satelital a escala adecuada para su análisis (escala propuesta entre 1:25.000 y 1:10.000). En resumen, el levantamiento geológico y geomorfológico tiene la finalidad de: • Caracterizar las unidades geológicas y estructuras que constituyen el área de estudio. • Validar las zonas críticas preliminares que surjan de la recopilación y análisis de antecedentes • Corroborar con observaciones de campo las conclusiones preliminares obtenidas por medios indirectos.

7.2.1.1 Análisis de peligro de remociones en masa

En este punto se confeccionará el mapa de susceptibilidad y/o el mapa de peligros de remociones en masa de la zona. Estos se desarrollarán a partir del levantamiento geológico-geomorfológico-geotécnico, considerando la intervención antrópica, una topografía en detalle y un catastro de remociones en masa. Por último, ser realizar un análisis espacio-temporal de remociones en masa y los factores desencadenantes como lluvias, sismos, etc. propias de la zona de estudio. Esto permitirá establecer umbrales críticos a partir de los cuales se modelarán distintos escenarios en sectores susceptibles a la generación de remociones en masa, obteniendo de esta manera el mapa de peligro geológico. Luego de desarrolladas estas temáticas, se pueden definir fundadamente zonas críticas a monitorear, considerando los sectores con mayor peligro de remociones en masa. Las fases de esta etapa serán validadas mediantes constantes salidas a terreno, toma de datos y ensayos geotécnicos de ser necesarios. En resumen, la evaluación de la amenaza tiene la finalidad de: • Caracterizar los tipos de remociones en masa que se presentan en la zona de estudio. • Zonificar las zonas potencialmente generadoras de remociones en masa y su comportamiento, de acuerdo al tipo de desencadenante que busque monitorear. • Caracterizar los tipos de desencadenantes de remociones en masa. • Establecer niveles de amenaza asociados a las remociones en masa, cuantificando volúmenes y comportamiento. Desarrollo de modelos con bases teóricas o empíricas.

7.2.2 Línea base de monitoreo preliminar

Una etapa inicial del monitoreo consistirá en una fase piloto de evaluación y validación de equipos y herramientas con una metodología de registro periódico. En este contexto se busca establecer una línea de base en aquellas zonas definidas preliminarmente críticas de acuerdo con los antecedentes recopilados. Esto permitirán disponer de una estrategia de medición simple que servirá para el posterior diseño del sistema de monitoreo continuo y remoto. En esta etapa se contempla: • Instalación en terreno de equipos de percepción remota, cámaras, GPS, monolitos, sistemas de montaje, alimentación eléctrica, sistema de recepción y transmisión de datos, etc. • Implementación e instalación de una central piloto para la recepción y testeo de datos. Este proceso incluye la adquisición de herramientas y equipos necesarios para el monitoreo. Se recomienda priorizar aquellos equipos que resulten indispensables o críticos para la posterior etapa de diseño e implementación a modo de testear una red prototipo.

7.3 DISEÑAR

Los resultados del estudio geológico y de peligro, complementado con la experiencia obtenida durante el monitoreo preliminar, permitirán una comprensión de los fenómenos activos presentes en el área de estudio. Asimismo, sobre la base de estos antecedentes y resultados, se podrán definir los lugares definitivos y aspectos específicos que deben ser monitoreados y analizados en detalle con el objeto de tener capacidad predictiva frente a la eventual ocurrencia de fenómenos de remoción en masa. A tales efectos, el diseño del sistema de monitoreo en su etapa final se basará en la mejora continua de la experiencia previa para establecer con precisión qué tipo de herramientas de monitoreo deben ser instaladas, disponiendo de los elementos adecuados para establecer cuantitativamente la dinámica de los fenómenos estudiados. Cabe destacar que el proceso de Diseño puede ser desarrollado en paralelo o con interacción directa con la fase de Generación de información, sobre todo en la etapa de monitoreo preliminar. Se recomienda incluir el desarrollo de un manual de protocolos de acción e interacción entre las distintas instituciones o entes que conformarán el sistema.

7.4 IMPLEMENTAR

En esta etapa final se busca implementar un sistema que integre tanto la información geológica-ambiental desarrollada, así como el uso de los distintos insumos a través de un protocolo metodológico detallado que establezca la interacción entre las distintas partes que conformen el sistema. Asimismo, se evaluará la redistribución de equipamiento, se propondrán medidas para reforzar, complementar y robustecer la red de monitoreo y se definirán las líneas de acción para asegurar la continuidad del sistema en el tiempo. Este proceso puede incluir la adquisición de herramientas y equipos ya validados en las etapas previas o en su defecto la incorporación de nuevas tecnología. Se recomienda incluir en este proceso la validación, testeo y mejora del manual de protocolos establecido durante el diseño. Esto puede llevarse a cabo con la socialización del mismo o por medio de contrapartes técnicas especializadas.

7.5 TRANSFERIR

Finalmente, se propone realizar la transferencia de información y conocimiento a organismos públicos que apoyen la gestión del territorio, entes sociales y a la comunidad en general.

8 CONCLUSIONES

I. El catastro de eventos históricos en el área de estudio da cuanta que los fenómenos de aluviones son los más recurrentes y devastadores en este sector de la Región Metropolitana.

II. La geología del área, indica que las unidades como Formación Abanico y Farellones, generan una alta disponibilidad de material en la parte media y alta de las cuencas estudiadas, el que bajo ciertas condiciones es transportado hacia la zona urbana depositando dicho material en forma de abanico.

III. Se requiere modelar el comportamiento de los flujos de detritos para todas las cuencas y bajo distintos escenarios. El objetivo principal de ello es poder cuantificar con precisión los tiempos de respuesta, trayectorias esperadas y magnitudes de impacto de los fenómenos, a fin de establecer cuáles serán medidas validas de aplicar en cada zona específica.

IV. Dadas las condiciones naturales de las cuencas, se hace imperativo definir zonas de restricción habitacional que eviten el aumento poblacional en las áreas de riesgo identificadas.

V. Actualmente existen deficiencias en cuanto a zonificación del peligro aluvional para las tres cuencas a nivel de detalle. El desarrollo de esta zonificación deberá ir orientado a definir áreas de alcance, análisis de peligro y riesgo, contemplando a su vez rutas de evacuación y zonas seguras.

VI. Actualmente las estaciones hidrometeorológicas disponibles en el área con registro on-line son: DGA (5) y DMC (1), las cuales corresponden a estaciones meteorológicas de tipo Hidrometeorológico y uno fluviométrica. También existen otros sensores del CIGIDEN, DMC (meteorología agrícola y sus estaciones). Se recomienda realizar convenios con dichas instituciones para adquirir la información en tiempo real, con esto se puede generar un sistema hidrometeorológico integrado.

VII. Las obras de control aluvional existentes en la Quebrada Macul aún no han sido probadas con un evento aluvional parecido al de 1993 y por ende no se cuenta con información de su comportamiento frente a un evento mayor.

VIII. Existen suficientes antecedentes y trabajos respecto del peligro de remociones en masa en el área de estudio, sin plasmarse aún en un sistema práctico y unificado que sirva de apoyo en la gestión del riesgo en esta zona. Asimismo, aún no existe un proyecto concreto que aplique los conocimientos y experiencias en el tema para

diseñar e implementar un sistema de monitoreo y alerta temprana por eventos de remoción en masa en estas quebradas.

IX. Se propone dar continuidad a este estudio con un proyecto concreto, definido sobre las bases y directrices establecidas en este trabajo.

9 REFERENCIAS

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