ESTUDIO GEOLOGICO Y GEOTECNICO ZONA .pdf

CONSTRUCCIÓN DEL CAMINO VECINAL ENTRE LAS LOCALIDADES DE SAN PEDRO DE CHANA, VICHON, VISTOSO, DISTRITO DE
SAN PEDRO DE CHANA - HUARI - ANCASH
MUNICIPALIDAD DISTRITAL DE SAN PEDRO DE CHANÁ
GEOLOGIA Y GEOTECNIA
1.00 GENERALIDADES
1.01 Introducción
El presente estudio trata sobre los problemas geológicos-geotécnicos que afectan el tramo del Camino
Vecinal San Pedro de Chana, Vichon, Vistoso, de acuerdo a la evaluación general realizada en la zona,
actualmente no se encuentran fallas geológicas que merecen una evaluación geológica y geotécnica de
detalle adecuada.
Dicho Expediente Técnico se desarrolla teniendo en cuenta las Especificaciones Técnicas, Términos de
Referencia y Normas Técnicas del MTC, para lo cual se ha realizado:
 Análisis de los estudios geológicos – geotécnicos realizados en el área en estudio.
 Elaboración de la Geología Regional del área sobre el cual se emplaza carretera.
 Mapa Geológico Regional a escala 1: 25,000.
 Mapa Geológico – Geotécnico Local a escala 1:2000 (Km. 0+000 – Km. 21+291).
 Inventario de los sectores inestables afectados procesos de Geodinámica Externa.
 Identificación y evaluación del estado de conservación de los puentes y pontones
existentes, y las condiciones del terreno donde se proyectará las nuevas estructuras.
 Informe correspondiente al Estudio Geológico – Geotécnico del tramo de la carretera,
puentes y pontones.
Información Existente
- “Estudio Definitivo de Ingeniería a nivel de Perfil Técnico y el Estudio de Factibilidad para la
Construcción del Camino Vecinal San Pedro de Chana, Vichon, Vistoso, Distrito de San Pedro de
Chana, Provincia de Huari – región Ancash”. Realizado por Municipalidad Distrital de San Pedro de
Chana. Realizado en el mes de Octubre del año 2008.
- Hojas del Instituto Geográfico Nacional IGN a escala 1/100,000, Huari (Hoja 18j) y
- Hojas Geológicas a escala de 1/100,000 INGEMMET.
- Fotografías aéreas a escalas 1/40,000 del SAN (Sistema Satelital Internacional)
1.02 Objetivos
El objetivo del presente informe es realizar el análisis y evaluación de los aspectos geológicos –
geodinámicos, y de las implicaciones de carácter geotécnico, del trazo donde se desarrolla la carretera entre
los Km. 0+000 (San Pedro de Chana) y Km. 21+291 (Vistoso).
1.03 Ubicación del Área
El tramo de la carretera en estudio se ubica dentro del Distrito de San Pedro de Chana, perteneciente a la
provincia de Huari, departamento de Ancash.
El tramo se inicia en el Km. 0+000 de la localidad de San Pedro de Chana (aprox. a 3,437 m.s.n.m.), cruza
el pueblo de Vichon y finaliza en el Km. 21+291 en la Localidad de Vistoso (aprox. a 3,700 m.s.n.m.).

1.04 Condiciones Climáticas
El clima en la ciudad de San Pedro de Chana es templado, y las épocas de lluvias son generalmente en los
meses de Noviembre a Abril, y su temperatura promedio es de 17.8° C.
Como se observa, en estos sectores se presenta continuas lluvias, saturando el área de influencia de la
carretera, cuyos terrenos han sido cortados para la construcción de la misma, alterando su resistencia natural,
y desde luego dando pie a generar problemas de geodinámica externa.
2.00 GEOLOGIA REGIONAL
Estratigrafía
La geología del sector está definida por formaciones geológicas correspondientes al sistema Paleógeno,
y al Cretáceo Superior e Inferior, definidos como: formación Chota (KsP-ch), Jumasha (Kis-jc) y Carhuaz
(Ki-saca). A continuación se describen:
Formación Jumasha (kis-jc)
Formación calcarea del cretaceo superior, conformado por conglomerados intraformacionales y calizas
de tono gris claro, de grano fino a medio, en capas medianas a gruesas. Se observan alrededor de Mirgas
y son reconocibles por el marcado efecto topográfico que ejercen. Dicha formación alcanza grosores de
hasta 800m.
Formación Chota (ksp-ch)
Alcanza un notable desarrollo en el sector oriental, y consiste de algunos centenares de metros de
areniscas, arcillitas y conglomerados rojos del Paleógeno. Estos últimos son claramente apreciados a la
altura del Km. 3+100 de la carretera proyectada
Formación Carhuaz (ki-saca)
Consiste aproximadamente de 500m de areniscas y cuarcitas finas marrones con abundantes
intercalaciones de arcillitas. En algunas áreas se encuentran intercalaciones de conglomerados en la parte
superior de la formación. Finalmente, son constantes las intercalaciones de lutitas, y calizas fosilíferas de
color negro que intemperizan a marrón oscuro.
ASPECTOS TECTONICOS ESTRUCTURALES
En el área en estudio y alrededores, según el plano geológico elaborado por el INGEMMET, está afectado
por fallas inversas y normales; y plegamientos, de tipo regional y local, con orientaciones muy variadas y
longitudes de 5 a 12 Km.
FALLAS Y PLIEGUES
Existen 03 sistemas principales de fallas y pliegues, muy ligados y casi paralelos, clasificadas según el
orden de importancia:

1. Fallas orientadas de Sur este hacia el Nor este
2. Fallas orientadas de Sur oeste hacia el Nor este
3. Fallas orientadas de Sur a Norte.
3.00 ASPECTOS GEOLOGICOS LOCALES DE LA CARRETERA
3.01 ASPECTOS DE GEODINAMICA EXTERNA
En la primera fase del estudio se procedió a la evaluación de los sectores inestables sobre la base referencial
del Estudio de Factibilidad. Estudio que consideró en dicha carretera más de 70 sectores con problemas de
geodinámica externa (deslizamientos, derrumbes, huaycos, etc.). Sin embargo en los trabajos de campo, del
presente Estudio, se constató que gran parte de éstos correspondían a procesos calificados sólo como de Riesgo
Bajo (serán tratados sólo mediante el mejoramiento del trazo y/o geometría de la carretera).
Ver cuadro N° 1, Resumen de los Sectores Críticos.
En el presente ítem se ofrece el inventario, calificación y características de los procesos de Geodinámica Externa
calificados como de riesgo Moderado a Crítico; considerando además aquellos sectores que por las recientes
precipitaciones pluviales generaron intensos procesos de geodinámica externa.
4.00 SISMICIDAD Y COEFICIENTE SISMICO
4.01 Condiciones Sísmicas y Evaluación Del Riesgo Sísmico
a).- CONDICIONES SÍSMICAS
La ubicación geográfica del Perú, dentro del contexto geotectónico mundial “Cinturón de Fuego Circun-
Pacífico” y la existencia de la placa tectónica de Nazca, que se introduce por debajo de la Placa
Sudamericana; permiten a nuestro país ubicarlo en la región con un alto índice de sismicidad, esto se
demuestra por los continuos movimientos telúricos producidos en la actualidad y los registros catastróficos
ocurridos en la historia.
La tectónica en la región andina es controlada principalmente por el desplazamiento de la Placa de Nazca
bajo la Placa sudamericana, esto genera un plano de fricción de ambas placas, originando un número
ilimitado de sismos de diversas magnitudes a diferentes niveles de profundidad.
“La Placa Sudamericana crece a partir de la cadena meso-oceánica del Atlántico, avanzando hacia el
noroeste con una velocidad de 2 a 3 cm. por año encontrándose con la Placa de Nazca en su extremo
occidental. A su vez, la Placa de Nazca crece en la cadena meso-oceánica del Pacífico y avanza hacia el Este
con una velocidad de 5 a 10 cm. Por año, hundiéndose bajo la placa sudamericana con una velocidad de 7
a 13 cm. Por año (Tavera H. 1993).

Esta gama de sismos conforman la fuente sismogénica que ubica al Perú con la ocurrencia de mayores
sismos de considerables magnitudes y frecuencias; produciendo alto grado de destrucción y mortalidad,
principalmente en la franja Oeste del país. En la cordillera de los Andes y el interior del continente los
sismos destructores son menos frecuentes por tal razón es asignada como la segunda fuente sismogénica,
caracterizada por generar sismos de magnitud menor, teniendo en cuenta que al presentarse más cercanos
a la superficie los convierte en destructivos.
b).- PELIGRO SÍSMICO
El peligro sísmico se define por la probabilidad que en un lugar determinado ocurra un movimiento sísmico
de una intensidad igual o mayor que un cierto valor fijado. En general, se hace extensivo el término intensidad
a cualquier otra característica de un sismo, tal como su magnitud, la aceleración máxima, el valor espectral
de la velocidad, el valor espectral del desplazamiento del suelo, el valor medio de la intensidad Mercalli
Modificada u otro parámetro.
La generación de sismos está relacionada con los mecanismos geotectónicos. El tiempo, intensidad y
situación de la ocurrencia de futuros sismos no puede hasta la fecha ser pronosticado en una forma
determinística. En consecuencia, la generación de sismos y espacio y tiempo, cae en la categoría general
de procesos estocásticos.
Por lo expuesto, en base a datos pasados, la predicción de eventos futuros puede ser realizada por medio de
dos modelos estadísticos, los de Poisson y Markov. Estos modelos se usan para simular la ocurrencia de
sismos generados en el tiempo; ambas representaciones son procesos estocásticos.
Actualmente el modelo más usado es el de Poisson, aunque algunos investigadores vienen utilizando el
modelo de Markov. El modelo de Markov difiere del modelo de Poisson en que las ocurrencias de eventos
nuevos dependen de eventos anteriores, mientras que en el modelo de Poisson, estas ocurrencias son
independientes de los eventos pasados.
Los resultados obtenidos por medio de estos modelos revelan algunas diferencias. El modelo de Markov,
mejor ajustado a la teoría del rebote elástico, tiene ciertas desventajas debido a la dificultad en establecer
las condiciones iniciales, requieren un tratamiento más numérico. El modelo de Poisson, por otro lado, no
siempre está de acuerdo con los datos experimentales para magnitudes sísmicas pequeñas, porque ignora
la tendencia de los sismos a agruparse en espacio y tiempo. Sin embargo, el modelo de Poisson ha dado
resultados adecuados en muchas situaciones.
En el modelo de Poisson se asume las siguientes proposiciones:
1) Los sismos son espacialmente independientes;
2) Los sismos son temporalmente independientes;

3) La probabilidad de que dos eventos sísmicos tengan lugar en el mismo sitio y en el mismo
instante es cero.
La primera proposición implica que la ocurrencia o no ocurrencia de un evento sísmico en un sitio, no afecta
la ocurrencia o no ocurrencia de otro evento sísmico en algún otro lugar. La segunda proposición dice que
los eventos sísmicos no tienen memoria en el tiempo. En su forma más general, la Ley de Poisson es
expresada de la siguiente manera:
!
n
)
t
(
e
=
(t)
P
n
t
-
n
λ
λ
Donde:
Pn(t) es la probabilidad de que hayan eventos en un período de tiempo t;
n es el número de eventos; y
λ es la razón de ocurrencia por unidad de tiempo.
La desventaja del modelo de Poisson es que no se ajusta para eventos sísmicos de baja magnitud. Sin
embargo, para movimientos grandes este modelo es muy bueno. Como en ingeniería son de interés primario
los movimientos fuertes, el modelo de Poisson es de gran utilidad; por esta razón su uso se ha generalizado
en todo el mundo.
La ocurrencia de un evento sísmico es de carácter aleatorio y la Teoría de las Probabilidades es aplicable en
el análisis de la posibilidad de su ocurrencia. Aplicando esta teoría se puede demostrar que si la ocurrencia
de un evento A depende de la ocurrencia de otros eventos: E1, E2,...En, mutuamente excluyentes y
colectivamente exhaustivos; entonces, de acuerdo al teorema de la probabilidad total, la probabilidad de
ocurrencia de A está dada por la siguiente expresión:
)
E
(
P
.
)
E
(A/
P
=
P(A) i
i
n
i
∑
Donde P (A/Ei) es la probabilidad condicional que A ocurra, dado que Ei ocurra. La intensidad generalizada
(I) de un sismo en el lugar fijado puede considerarse dependiente del tamaño del sismo (la magnitud o
intensidad epicentral) y de la distancia al lugar de interés. Si el tamaño del sismo (S) y su localización (R)
son considerados como variables aleatorias continuas y definidas por sus funciones de densidad de
probabilidad, fS(s) y fR(r) respectivamente, entonces el peligro sísmico definido por la probabilidad que la
intensidad I sea igual o mayor que una intensidad dada, será: P(I≥i) y está dada por:
dr
ds
(r)
f
(s)
f
r)]
[I/(s,
P
=
i)
(I
P R
S
∫
∫
≥
Esta es la expresión que resume la teoría desarrollada por Cornell en 1968, para analizar el peligro sísmico.
La evaluación de esta integral es efectuada por el programa de cómputo RISK desarrollado por R. McGuire
(1976) en el cálculo del peligro sísmico.
- Evaluación de Fuentes Sismogénicas

Se han utilizado las fuentes sismogénicas establecidas en el estudio de evaluación del peligro sísmico en el
Perú (Castillo, 1993). La determinación de las fuentes sismogénicas se ha basado en el mapa de distribución
de epicentros, así como en las características tectónicas del área de influencia. La actividad sísmica en el
Perú es el resultado de la interacción de las Placas de Nazca y Sudamericana y el proceso de reajustes
tectónicos del aparato andino. Esto permite agrupar a las fuentes en continentales y de subducción.
Las fuentes de subducción modelan la interacción de las Placas Sudamericana y de Nazca. Las fuentes
continentales están relacionadas con la actividad sísmica superficial andina. Se han presentado las fuentes
como áreas, ya que no existen suficientes datos para modelar las fallas como fuentes lineales en este tipo
de análisis.
Las Figuras Nº 1 y Nº 2 presentan las fuentes sismogénicas aplicables al Proyecto, según la referencia
anterior. Se ha mantenido la misma nomenclatura de las zonas sismogénicas, utilizando sólo aquellas que
tienen influencia en el área del Proyecto.
La mayor parte de los sismos ocurridos en el área considerada es producto de la interacción de las Placas
de Nazca y Sudamericana. La Placa de Nazca penetra debajo de la Sudamericana a ángulos variables y se
profundiza a medida que avanza hacia el continente, por lo que pueden distinguirse fuentes de subducción
superficial (F2, F3, F4), fuentes de subducción intermedia (F14, F15, F18, F19) y una fuente de subducción
profunda (F20). Las fuentes de subducción superficiales, intermedias y profundas tienen profundidades
focales promedio de 50,100 y 600 km respectivamente.
Las fuentes F7, F10, F11 y F12 están asociadas a la sismicidad regional andina y presentan profundidades
focales superficiales, sin estar asociadas a fallas activas. Los cuadros siguientes presentan las coordenadas
geográficas de las fuentes sismogénicas de subducción superficial y continental, así como las coordenadas
para las fuentes de subducción intermedias y profundas.

CUADRO N° 01: COORDENADAS GEOGRAFICAS DE LAS FUENTES DE SUBDUCCION
SUPERFICIALES Y DE LAS FUENTES CONTINENTALES
CUADRO N° 02: COORDENADAS GEOGRAFICAS DE LAS FUENTES DE SUBDUCCION
INTERMEDIAS Y PROFUNDAS
FUENTES COORDENADAS GEOGRAFICAS (°)
FUENTE 1
-80.29
-81.39
-81.52
+02.00
-00.97
-02.39
-78.32
-79.65
-80.19
+02.00
-01.21
-02.50
FUENTE 2
-82.00
-82.00
-81.17
-03.39
-06.83
-09.00
-80.17
-80.67
-79.27
-03.45
-05.42
-07.90
FUENTE 3
-81.17
-77.00
-09.00
-14.80
-79.27
-75.84
-07.90
-13.87
FUENTE 4
-77.00
-74.16
-14.80
-17.87
-75.84
-73.00
-13.87
-16.53
FUENTE 5
-74.16
-71.85
-71.85
-17.87
-19.87
-22.00
-73.00
-69.21
-69.21
-16.53
-19.00
-22.00
FUENTE 6
-77.50
-79.83
-79.96
-80.92
+01.58
-01.65
-02.46
-02.96
-76.92
-78.90
-78.97
-80.79
+01.19
-02.53
-03.43
-03.44
FUENTE 7
-78.28
-77.21
-08.20
-10.47
-77.86
-76.83
-08.07
-10.23
FUENTE 8
-75.84
-73.00
-13.87
-16.53
-74.76
-71.41
-13.13
-14.67
FUENTE 9
-73.00
-69.71
-16.53
-18.67
-71.41
-68.12
-14.67
-16.13
FUENTE 10
-76.92
-78.90
-79.10
+01.19
-02.53
-05.20
-76.50
-77.35
-77.00
+ 01.00
-02.40
-04.77
FUENTE 11
-79.10
-76.34
-74.76
-05.20
-10.67
-13.13
-75.10
-74.17
-72.48
-04.33
-09.33
-11.40
FUENTE 12
-74.76
-68.12
-13.13
-16.13
-72.48
-67.76
-11.40
-13.80
FUENTES COORDENADAS GEOGRAFICAS (°)
FUENTE 13
-78.73
-81.00
-81.00
+02.00
-00.67
-03.07
-76.00
-79.59
-79.20
+01.82
-02.55
-03.07
FUENTE 14
-81.00
-81.93
-79.80
-03.07
-05.73
-08.13
-79.20
-78.60
-77.17
-03.07
-04.00
-06.53
FUENTE 15
-79.80
-76.38
-08.13
-14.30
-77.17
-73.86
-06.53
-12.46
FUENTE 16
-76.38
-73.28
-14.30
-16.87
-73.86
-71.21
-12.46
-14.40
FUENTE 17
-73.28
-70.86
-70.38
-16.87
-18.80
-22.00
-71.21
-68.93
-67.98
-14.40
-15.73
-22.00
FUENTE 18
-79.59
-78.60
-77.17
-02.55
-04.00
-06.53
-77.50
-75.51
-75.27
-00.73
-02.06
-05.33
FUENTE 19
-77.17
-73.86
-06.53
-12.46
-75.27
-72.03
-05.33
-11.13
FUENTE 20
-72.31
-71.14
-06.67
-11.30
-71.00
-69.69
-06.33
-10.93

Figura 01: Fuentes Sismogénicas superficiales

Figura 02: Fuentes Sismogénicas intermedias y profundas
- Análisis Estadístico de Recurrencia
El catálogo instrumental de sismos comienza a principios de siglo para la zona en referencia. La información
existente hasta el año 1963 es incompleta, ya que no se cuenta con valores de magnitud de ondas de cuerpo

mb y profundidad focal. Se decidió utilizar la información a partir de 1963 para la realización del análisis
estadístico de recurrencia.
La recurrencia de terremotos se determina de acuerdo a la expresión de Richter (1958).
Log N = a – b M
Donde:
N = número de sismos de magnitud M o mayor por unidad de tiempo.
a,b = parámetros que dependen de la región.
La expresión anterior también se puede describir como:
e
.
=
N M
-
o
β
Γ
Donde:
Γ0 = 10a
es el número de sismos por unidad de tiempo con M>0.
β = b.ln 10
Los parámetros estadísticos de recurrencia para cada una de las fuentes sismogénicas se han calculado
utilizando la magnitud M, definida por M = max{mb, Ms}. Se calculó la siguiente relación entre estas dos
magnitudes, de manera de utilizar cualquiera de ellas para homogenizar la muestra de datos.
mb = 3.30 + 0.40 Ms
En el análisis estadístico de los parámetros de recurrencia se utilizó el método de la máxima verosimilitud,
considerando los datos de 1963 - 1992. Este método ajusta la recta al valor medio de los datos sobre la
magnitud mínima de homogeneidad, incluida la máxima magnitud observada, normalizando el aporte que
hacen los sismos de diferentes magnitudes. Esto hace que el valor de b refleje de mejor forma el estudio de
los esfuerzos de la región.
La tasa µ es la tasa media anual de ocurrencia de eventos mayores o iguales que la magnitud mínima de
homogeneidad. Para determinar la tasa µ utilizamos una variación del Diagrama de Gutenberg y Richter, que
consiste en dibujar un número acumulativo de eventos mayores a una determinada magnitud versus el
tiempo. De estos gráficos fueron determinadas la magnitud mínima de homogeneidad (Mmin) y la tasa µ.La
magnitud mínima de homogeneidad corresponderá al gráfico cuyo diagrama acumulativo versus tiempo
muestre un comportamiento lineal y monotónicamente creciente. La tasa µ es la pendiente de dicha recta.
Mmax es la magnitud máxima probable que puede ser liberada como energía sísmica (McGuire, 1976). Para
su determinación se consideró que el más grande evento que ocurrió en la fuente en el pasado, es el máximo
sismo que ha de suceder en el futuro.

Para determinar las profundidades representativas de los hipocentros en las zonas sismogénicas se hizo un
trabajo estadístico del cálculo de frecuencias de sismos versus profundidad. El siguiente cuadro presenta
los parámetros de recurrencia utilizados para el caso de considerar las fuentes sismogénicas de la Figuras
Nº 2 y 3.
CUADRO N° 03: Parámetros Sismológicos de las Fuentes Sismogénicas
- Ley de Atenuación
Se han utilizado dos leyes de atenuación de aceleraciones, la primera es la propuesta por Casaverde y Vargas
(1980), y ha sido empleada para las fuentes asociadas al mecanismo de subducción. Esta ley está basada
en los registros de acelerógrafos de las componentes horizontales de diez sismos peruanos registrados en
Lima y alrededores. Es notoria la menor atenuación de los sismos peruanos en comparación con
atenuaciones de sismos en otras partes del mundo. Los sismos fueron registrados en acelerógrafos
instalados en el local del Instituto Geológico en la Plaza Habich, el Instituto Geofísico en la avenida Arequipa,
en Zárate, en la casa del Dr. Huaco en las Gardenias y en la Molina, la ley es:
Atenuación de Aceleraciones:
Donde:
a = es la aceleración en cm/seg2
Ms = es la magnitud de las ondas superficiales
R = es la distancia hipocentral en kms
Es evidente que existe escasez de datos de registros de aceleraciones en el Perú. Los datos que se tienen
son de la ciudad de Lima.
)
25
+
(R
e
68.7
=
a -1.0
M
0.8 s

La segunda ley de atenuación utilizada es la propuesta por McGuire (1974) para la costa Oeste de los Estados
Unidos y ha sido empleada para las fuentes asociadas a sismos continentales. Esta ley tiene la forma:
- Atenuación de Aceleraciones:
)
25
+
(R
10
*
472
=
a -1.3
M
0.28 s
Que expresada en forma lograrítmica resulta:
ln a = 6.156 + 0.64 Ms – 1.30 ln (R+25)
Donde:
a = es la aceleración en cm/seg2
Ms = es la magnitud de las ondas de superficie
R = es la distancia hipocentral en km
Figura 03: Mapa de Distribución de Máximas Intensidades Sísmicas
(Alva et al, 1984).

Figura 04: Zonificación Sísmica del Perú, según el Reglamento Nacional de
Construcción (1997).

Figura 05: Sismicidad en Cochabamba- Chota

EFECTOS DE LOS SISMOS EN EL AREA QUE OCUPA EL PROYECTO.
El Manual de Diseño de Puentes del MTC, establece que para puentes y pontones, en el caso del presente
estudio no hay puentes solamente pontones apoyados en estribos, por la luz que se proyecta se utilizará
directamente las fuerzas sísmicas correspondientes del referido Manual.
Los sismos en la región tienen efectos que dependen de los factores siguientes:
• Topografía que presenta el terreno (pendientes).
• Estructura de la roca existente (fallas, fracturación,etc.)
• Naturaleza de los suelos (coluviales, aluvionales, grado de compactación).
• Características climatológicas (pluviometría, temperatura,etc).
Los depósitos cuaternarios son los mas vulnerables a éstos efectos, por las pendientes que presenten, su
grado de cohesión o poco consolidados, son sensibles si se ubican en contacto con macizos rocosos, la
refracción de las ondas sísmicas provocaría su inestabilidad por el nivel de las vibraciones; los suelos
coluviales son los mas inestables por derrumbes.
El área de estudio está considerada en la zona 3 de riesgo alto, con la posibilidad que ocurran sismos desde
grado VII al grado VIII en la escala de Mercalli Modificada.
ESCALA DE INTENSIDADES MERCALLI MODIFICADA
No sentido excepto por algunas personas bajo circunstancias especialmente
favorables.
Sentido solo por muy pocas personas en reposo, especialmente en pisos
altos de edificaciones. Objetos suspendidos delicadamente pueden oscilar.
Sentido muy sensiblemente por personas dentro de edificaciones,
especialmente las ubicadas en los pisos superiores. Muchas personas no se
dan cuenta que se trata de un sismo. Automoviles parados pueden
balancearse ligeramente. Vibraciones como las producidas por el paso de un
camión. Duración estimable.
Durante el día sentido en interiores por muchos, al aire libre por algunos. Por
la noche algunos se despiertan. Platos, ventanas, puertas agitados; las
paredes crujen. Sensación como si un camión pesado chocara contra el
edificio. Automóviles parados se balancean apreciablemente.

Sentido por casi todos, muchos se despiertan. Algunos platos, ventanas y
similares rotos; grietas en el revestimiento de algunos sitios. Objetos
inestables volcados. Algunas veces se aprecia balanceo de árboles, postes y
otros objetos altos. Los péndulos de los relojes pueden pararse.
Sentido por todos, muchos se asustan y salen al exterior. Algunos muebles
pesados se mueven; algunos casos de caida de revestimientos y chimeneas
dañadas. Daño leve.
Todo el mundo corre al exterior. Daño significante en edificios de buen diseño
y construcción; leve a moderado en estructuras corrientes bien construidas;
considerable en estructuras pobremente construidas o mal diseñadas; se
rompen algunas chimeneas. Notado por personas que conducen automóviles.
Daño leve en estructuras diseñadas especialmente; considerable en edificios
corrientes sólidos con colapso parcial; grande en estructuras de construcción
pobre. Paredes separadas de la estructura. Caída de chimeneas, rimeros de
fábricas, columnas, monumentos y paredes. Muebles pesados volcados.
Eyección de arena y barro en pequeñas cantidades. Cambios en pozos de
agua. Conductores en automóviles entorpecidos.
Daño considerable en estructuras de diseño especial; estructuras con
armaduras bien diseñadas pierden la vertical; grande en edificios sólidos con
colapso parcial. Los edificios se desplazan de los cimientos. Grietas visibles
en el suelo. Tuberías subterráneas rotas.
Algunos edificios bien construidos en madera destruídos; la mayoría de las
obras de estructura de ladrillo, destruidas con los cimientos; suelo muy
agrietado. Carriles torcidos. Corrimientos de tierra considerables en las
orillas de los ríos y en laderas escarpadas. Movimientos de arena y barro.
Agua salpicada y derramada sobre las orillas.
Pocas o ninguna obra de albañilería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas
grietas en el suelo. Tuberías subterráneas completamente fuera de servicio.
La tierra se hunde y el suelo se desliza en terrenos blandos. Carriles muy
retorcidos.
Destrucción total. Se ven ondas sobre la superficie del suelo. Líneas de mira
(visuales) y de nivel deformadas. Objetos lanzados al aire.
4.02 Tectónica General
Los Andes es un claro ejemplo de cordillera formada como resultado del proceso de subducción de una
placa oceánica bajo una continental. La Cordillera Andina se extiende a lo largo del continente sudamericano,

desde Venezuela hasta el sur de Chile, con un ancho mínimo de 200 km. en la región Central de Perú y
máximo de 500 km. en el límite entre Perú y Chile. La Figura 7 muestra un esquema de las principales
unidades estructurales formadas como resultado de la evolución de la Cordillera Andina: Zona Costera (Z.C.),
Cordillera Occidental (C.OC.), Cordillera Oriental (C.OR.), Altiplano y la Zona Subandina (Audebaud et al,
1973; Dalmayrac et al, 1987).
La Zona Costera (Z.C.).- Zona estrecha de aproximadamente 40 km. de ancho que se extiende de norte a sur
y está constituida en su mayoría por suaves plegamientos volcánicos y rocas sedimentarias del Mesozoico.
La zona sur está formada por basamentos de rocas cristalinas plegadas y sujetas a deformación desde el
Precámbrico.
La Cordillera Occidental (C.OC).- Es el batolito andino de mayor volumen que se extiende desde Venezuela
hasta Tierra del Fuego en Chile. En el Perú se distribuye paralelo a la costa de norte a sur. La parte más
elevada de esta Cordillera (4200-4500 m), está formada por series del Mesozoico, más o menos plegadas
y cubiertas de manera heterogénea por capas volcánicas del Cenozoico. Esta Cordillera aumenta su anchura
en la región sur del Perú.
El Altiplano.- Situado entre las Cordilleras Occidental y Oriental. En la región sur su anchura es de 200 km.
y se extiende hacia el norte hasta los 9 °S, en donde alcanza un ancho de unos 50 km. y después desaparece.
Esta unidad está formada por una serie de cuencas intramontañosas del Cenozoico que se prolongan hacia
el Altiplano, siendo la zona sur invadida por estructuras volcánicas activas del Terciario Superior.
La Cordillera Oriental (C.OR.).- Menos elevada que la Cordillera Occidental (3700-4000 m.) y corresponde
a un extenso anticlinal formado por depósitos intrusivos del Precámbrico. En la región sur, la Cordillera se
curva en dirección E-W para luego continuar paralela a las otras unidades.
La Zona Subandina.- Zona de anchura variable en donde se amortiguan las estructuras andinas. Esta zona se
localiza entre la Cordillera Andina y la Llanura Amazónica y está formada por una cobertura de sedimentos
del Mesozoico y Cenozoico con pliegues de gran longitud de onda.
Estas unidades se han formado como resultado de una tectónica activa cuya principal fuente de energía
radica en el proceso de subducción de la placa oceánica bajo la continental (figura 06). En las regiones norte
y centro del Perú (Fig. 7a) el proceso de subducción se realiza con un ángulo de 20°-30° hasta profundidades
del orden de 100 km., a partir de la cual el contacto de placas es casi horizontal. En la región sur (Fig. 7b),
el proceso de subducción se inicia con un ángulo de 30° constante hasta profundidades de 300 km.
aproximadamente. Asimismo, en la figura 06, se esquematiza la localización de las unidades estructurales
descritas anteriormente.

Figura 06: Unidades Estructurales
Fuente: IGP

Figura 7a y 7b: Proceso de Subducción
Fuente: IGP
4.03 Sismicidad Histórica
La información sobre la actividad sísmica histórica de Perú se remonta a los años 1513 y la calidad de los
datos dependerá de la distribución y densidad de las poblaciones en las regiones afectadas por los
terremotos (Tavera y Buforn, 1998b). La recopilación más completa sobre esta sismicidad fue realizada por
Silgado (1968, 1978, 1985) y Dorbath et al, (1990b). En la Figura 9 se observa que los terremotos con >=
VIII MM para el periodo 1513-1959 se distribuyen únicamente a lo largo de la costa centro y sur, debido a
que estas regiones eran las más pobladas y que luego se constituyeron en las ciudades más importantes
después del siglo XVI. La mayoría de estos terremotos generaron maremotos de intensidad variable y
produjeron daños a lo largo de la costa Oeste de Sudamérica (Montessus de Ballore, 1911) y alrededor del
Pacífico (Hatori, 1968). En el interior del país solo se localizan 3 terremotos, el de 1650 ocurrido en Cusco
(Io=X MM), 1946 en Ancash, (Io=IX MM) y 1947 en Satipo, (Io=VIII MM). Silgado (1978) estima los
valores de magnitud de los terremotos a partir del área de Intensidad Máxima con el propósito de compararlos
con sismos recientes ("Magnitud Silgado"). Así mismo, Dorbath et al, (1990b) realizaron una revisión de las
intensidades y evaluaron los principales maremotos a fin de recalcular los valores de magnitud. La
profundidad estimada para todos estos terremotos, es aproximada.

Para la costa central de Perú, Silgado (1978) y Dorbath et al (1990b) indican que los terremotos mayores
son los de 1586, 1687 y el de 1746 (Io=X MM) que destruyó la ciudad de Lima y generó un maremoto con
olas de 15-20 m. de altura. En la región sur, los terremotos más importantes son los de 1604, 1784 y 1868,
este último mejor documentado y descrito en detalle por Montessus de Ballore (1911) y Vargas (1922).
Estos terremotos destruyeron las ciudades de Arequipa, Moquegua, Tacna, Puno y norte de Chile. El
terremoto de 1868 (Io=X MM) fue sentido desde Ecuador hasta Chile generando un maremoto con olas de
14 m. de altura (Silgado, 1978). En el interior del continente, el único terremoto documentado es el de 1650,
que destruyó la ciudad del Cusco y fue sentido en Lima, Arequipa y La Paz (Bolivia). Para el periodo 1513-
1959, no existe mayor información sobre terremotos ocurridos en la zona Andina y Subandina del norte y
centro de Perú, pero actualmente se sabe que estas regiones son sísmicamente muy activas.

Figura 08
Fuente: IGP

4.04 Sismicidad Instrumental
En la Figura 10 se presenta un mapa de la actividad sísmica ocurrida en Perú durante el periodo 1960-1995
(M>5) según el catálogo del NEIC. Esta sismicidad fue seleccionada con similar criterio que Cahill y Isacks
(1991). La sismicidad con foco superficial (h< 60 km., Fig. 10a), se localiza entre la fosa y la línea de costa
(Stauder 1975; Barazangi y Isacks 1976; Tavera y Buforn 1998b) con ocurrencia frecuente de terremotos de
magnitud elevada (13 Enero de 1960, Ms=7.5; 17 de Octubre de 1966, Ms =8.0; 31 de Mayo de 1970,
Ms=7.8). Otro grupo importante de sismicidad, es producida por el cabalgamiento de la Cordillera Andina
sobre el escudo Brasileño en el interior del continente. La mayoría de estos terremotos se localizan en la
zona de transición entre la Cordillera Oriental y el margen occidental de la zona Subandina (entre 3° y 13°
S). En el Altiplano también existen sismos superficiales, pero son menos numerosos y más dispersos. Por
lo general, los terremotos que ocurren en estas regiones tienen magnitudes moderadas (24 Julio de 1969,
mb=5.9, 1 Octubre de 1969, mb=5.9; 30 de Mayo de 1990, mb=6.1 y 5 de Abril de 1991, mb=6.5).
Algunas zonas, entre la línea de costa y la Cordillera Occidental (4°-13° S) y en la región sur del Perú (13°-
16° S), presentan índices menores de sismicidad, mostrando que en estas zonas el régimen de deformación
cortical es menor o que existen periodos mayores de recurrencia para terremotos de magnitud elevada
(Tavera y Buforn 1998b).
Los terremotos con foco intermedio (60<h< 350 km., Fig. 10b) se distribuyen de manera irregular,
pudiendo indentificarse tres zonas: la primera se distribuye paralela a la línea de costa desde 9°S hasta 19°S
y es causante de los terremotos del 28 de Mayo de 1982 (Ms=6.5) y 18 de Abril de 1993 (Ms=6.2). Un
segundo grupo se localiza en el interior del continente (zona norte y centro) paralela a la Cordillera Oriental
y zona Subandina. Estos terremotos siguen una línea (N-S) aproximadamente. El tercer grupo de sismicidad
se localiza en la región sur del Altiplano y se caracteriza por su alto índice de sismicidad. En los dos primeros
grupos los terremotos alcanzan profundidades de 100-150 km. y en el tercer grupo hasta 350 km. de
profundidad (Tavera y Buforn, 1998b). La actividad sísmica con foco profundo (h>350 km.) se localiza en
la región centro y sur de la Llanura Amazónica (Fig. 10b). Esta sismicidad, es mayor en la región central (6°-
11°S) y se alinea en dirección Norte – Sur (N-S) sobre una área de 500 km. de longitud (borde Perú - Brasil)
y en la región sur es menos numerosa y más dispersa (borde Perú - Bolivia) (Tavera y Buforn, 1998 a-b).
En la Figura 11, se muestra 3 perfiles verticales de sismicidad según las líneas indicadas en la Fig. 10b.
Según el perfil A-A' la profundidad de los terremotos aumenta de Oeste a Este, con focos a menos de 50 km.
en la zona oceánica hasta 150 km. de profundidad en el interior del continente.
Entre 200 y 450 km. de distancia horizontal desde el punto A, se observa menor ocurrencia de terremotos,
siendo éstos más superficiales, lo que puede considerarse como una posible laguna sísmica. A partir de la
distancia de 450 km., aumenta el número y la profundidad de los terremotos, hasta una distancia horizontal
de 700 km. desde la fosa. Estas profundidades indican el límite de la subducción de la Placa de Nasca bajo
la Sudamericana. En el perfil B-B' la distribución de los focos sigue el mismo patrón descrito anteriormente,
pero sin observar la posible laguna sísmica.

En ambas secciones verticales y hasta unos 100 - 150 km. de profundidad, los focos se distribuyen según
una línea con pendiente de 15°-20° y a partir de esta profundidad (distancia horizontal de 200 km. desde B),
el límite de las placas es prácticamente horizontal. Los terremotos con foco superficial se distribuyen
linealmente sobre la profundidad de 33 km.; sin embargo, las zonas de mayor deformación presentan un alto
índice de sismicidad (Fig. 10). Estas características ya fueron descritas anteriormente por otros autores
(Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Bevis y Isacks, 1984; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn,
1998b; Tavera 1998).
En la región Sur del Perú (Perfil C-C'), la distribución vertical de los hipocentros presenta características
diferentes. La profundidad de los terremotos aumenta linealmente de Oeste a Este con una pendiente de 25°-
30° hasta 350 km. de profundidad (Barazangi y Isacks, 1979; Hasegawa y Isacks, 1981; Grange et al, 1984;
Schneider y Sacks, 1987; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998b). Sin embargo, los terremotos con
focos a profundidad intermedia solo se localizan hasta una distancia de 400 km. a partir de la fosa, a
distancias mayores se encuentran los terremotos superficiales (h< 60 km.) o profundos (h>500 km.).
En las secciones verticales B-B' y C-C', también se muestra los terremotos profundos que se concentran en
las regiones Centro y Sur de la Llanura Amazónica. Estos focos se distribuyen entre 500 y 650 km. de
profundidad, siendo más numerosos en el borde Perú - Brasil y menor en el borde Perú - Bolivia. La ause
ncia de terremotos entre 200 y 500 km. de profundidad en la región norte y centro y entre 300 y 500 Km. en
la región sur, ponen en evidencia la no continuidad de la placa oceánica en el proceso de subducción a
mayores niveles de profundidad (Stauder, 1975; Isacks y Barazangi 1977; Isacks y Molnar 1971; Tavera y
Buforn, 1998b).

Figura 09: Mapa de Actividad Sísmica del Perú
Fuente: IGP
o
se
puede
osta
a
age
e
este
oeto

Figura 10
Fuente: IGP
6.00 INVESTIGACION GEOTECNICA DIRECTA
6.01 Prospecciones Realizadas
Con la finalidad de determinar los materiales en las zonas inestables y la zona donde se construirán las
estructuras nuevas se realizaron las siguientes prospecciones geotécnicas consistentes en calicatas y
trincheras, haciendo un total de 47 prospecciones, en sectores inestables y evaluación de taludes de corte.
La relación de prospecciones es la siguiente:
6.02 Ensayos de Laboratorio
Los ensayos de laboratorio de las muestras de suelos especiales fueron realizados en un Laboratorio
Geotécnico privado.
Parte de los ensayos estándar fueron realizados en el laboratorio de mecánica de suelos del Consultor HOB
Consultores SA, con la finalidad de identificar y clasificar las muestras de suelo siguiendo los criterios del
Sistema Unificado de Clasificación de Suelos (SUCS).

Los ensayos realizados para el Borrador del Informe Final, fueron ejecutados de acuerdo a las normas de la
American Society for Testing and Material (ASTM) y son los siguientes en relación a los sectores inestables:
. Análisis granulométricos por tamizado.
. Límite líquido y límite plástico.
. Contenido de humedad.
. Compresión simple en roca.
. Corte Directo en muestra inalterada y alterada.
7.00 ESTABILIDAD DE TALUDES
Trabajos de campo
Se ha identificado y evaluado en el campo los taludes y clasificación de materiales de corte. Esta clasificación
se ha efectuado en base a las características físicas de los suelos y/o rocas encontrados así como también
en sectores específicos se han efectuado trabajos de investigación geotécnica como calicatas o trincheras a
fin de obtenerse muestras representativas para ejecutarse en ellas ensayos de laboratorio de mecánica de
suelos y/o rocas a fin de conocerse los parámetros geotécnicos como son la cohesión, ángulo de fricción
interna, peso unitario, clasificación, etc.
Con los parámetros geotécnicos obtenidos de los ensayos de laboratorio se han efectuado las corridas del
programa de análisis de estabilidad de taludes SLIDE versión 5.
Durante la evaluación de campo se ha efectuado la clasificación y recomendación de taludes de corte a
espaciamientos de 50 m de acuerdo a los términos de referencia. Asimismo también se ha clasificado en
forma conjunta el tipo de excavación de los materiales de corte.
Uno de los métodos más comunes en los análisis de la estabilidad de los taludes es el Método del equilibrio
limite, para lo cual ya se han obtenido muestras de roca y/o suelos representativos con la finalidad de
conocerse sus características físicas y los valores de la cohesión y el ángulo de fricción interna. Además de
estos valores también se ha de contemplar las clasificaciones geomecánicas típicas de los taludes de roca.

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