Revista de la Sociedad Geológica de España 28 (1) ANÁLISIS AUTOMÁTICO DE LA SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN UN SECTOR DE LACORDILLERADE LOSANDES, ECUADOR Automatic assessment of earthquake-triggered landslides susceptibility in a sector of the Andes, Ecuador Martín Jesús Rodríguez-Peces1 y Diego Gordón-Pérez2 1 Departamento de Geodinámica. Facultad de Ciencias Geológicas. Universidad Complutense de Madrid. C/ José Antonio Novais, 12. 28040 Madrid, España. martinjr@geo.ucm.es 2 Viceministerio de Minas. Ministerio de Recursos Naturales no Renovables. Avda. Juan León Mera y Orellana, Esq. Edif. MTOP. Quito, Ecuador. Abstract: In this paper, we performed a regional susceptibility assessment of earthquake-triggered slope instabilities (landslides and rockfalls) in a sector of the Ecuadorian Andes (Chimborazo area). In this way, we obtained the critical acceleration and Newmark displacement, parameters related to suscepti- bility, considering dry and saturated conditions on the slopes. Average values of geotechnical parame- ters obtained from bibliography were assumed in the calculations using geological maps at a 1:100,000 scale, and the slope gradient from the digital elevation model. Seismicity was considered by means of a probabilistic scenario for a return period of 475 years and taking into account the site effects: soil and topographic amplification. The resulting maps are useful to identify areas of potential hazard and to lo- cate areas of interest for further detailed studies. The most susceptible areas are mainly located in the slopes which are strongly incised by the drainage system, and related to volcanoes and sedimentary lithologies. However, these results should be taken as a first order estimation, because of uncertainties and assumptions used in the calculations and the absence of an inventory of previous slope instabilities which allows validation. Key words: Andes, Ecuador, landslide, Newmark, rockfall, susceptibility. Resumen: En este trabajo se ha realizado una evaluación regional de la susceptibilidad de las inesta- bilidades de ladera (deslizamientos y desprendimientos) inducidas por terremotos en un sector de los Andes ecuatorianos (área del Chimborazo). Para ello se obtuvo la aceleración crítica y el desplaza- miento de Newmark, parámetros relacionados con la susceptibilidad, considerando condiciones secas y saturadas en las laderas. En los cálculos se asumieron valores promedio de parámetros geotécnicos obtenidos de bibliografía empleando mapas geológicos a escala 1:100.000, así como la pendiente del modelo digital de elevaciones. La sismicidad se consideró mediante un escenario probabilista para un periodo de retorno de 475 años, teniendo en cuenta los efectos de amplificación litológica y topográ- fica. Los mapas obtenidos permiten identificar preliminarmente áreas de potencial peligro, así como lo- calizar áreas de interés para posteriores estudios de detalle. Las áreas más susceptibles se concentran en mayor cantidad en las laderas fuertemente encajadas por la red de drenaje, relacionadas con los vol- canes y las litologías de tipo sedimentario. Sin embargo, estos resultados deben tomarse como una aproximación de primer orden, dadas las incertidumbres e hipótesis empleadas en los cálculos y la au- sencia de un inventario de inestabilidades previas que permitan validarlos. Palabras clave: Andes, deslizamiento, desprendimiento, Ecuador, Newmark, susceptibilidad. Rodríguez-Peces, M.J. y Gordón-Pérez, D. (2015): Análisis automático de la susceptibilidad de las ines- tabilidades de laderas provocadas por terremotos en un sector de la Cordillera de los Andes, Ecuador. Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1): 91-104. ISSN (versión impresa): 0214-2708 ISSN (Internet): 2255-1379 91 Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES92 Históricamente, la región de los Andes ecuatorianos ha estado sujeta a terremotos de gran magnitud (Mw=4,5- 8,8) que han generado destrucción de ciudades, con pér- didas de vidas humanas y económicas, así como problemas de inestabilidad de laderas (Demoraes y D’er- cole, 2001). A esta problemática, con la que debe convi- vir día a día la población ecuatoriana, se suman las fuertes precipitaciones (> 4000 mm/año) que afectan a la cordi- llera de los Andes (INAMHI, 2013). Estos hechos justifi- can la necesidad de obtener mapas que permitan determinar cuantitativamente zonas con problemas de in- estabilidad de laderas. Una de las aplicaciones potencia- les de este tipo de mapas es la estimación de pérdidas esperables en los bienes expuestos por una inestabilidad de ladera relacionada con la ocurrencia de un evento sís- mico. Además, pueden ser de importancia en las estrate- gias de ordenación del territorio (usos del suelo, planes urbanísticos), particularmente para regiones donde se cuenta con escasos o nulos estudios geotécnicos. El obje- tivo de este trabajo es la obtención a una escala regional de mapas de susceptibilidad de las inestabilidades de la- deras provocadas por terremotos en los Andes ecuatoria- nos. Para ello se ha seleccionado una zona piloto correspondiente al mapa geológico de Chimborazo. Se re- mite al lector interesado a ver la versión digital de este trabajo (http://www.sociedadgeologica.es/publicaciones/ rev/28(1).html) donde podrá encontrar los mapas en color. En 1965, N.M. Newmark ideó un sencillo método para estimar el desplazamiento permanente producido por un terremoto en presas de tierra (Newmark, 1965), el denominado desplazamiento de Newmark (DN). Éste método, con ligeras variaciones, fue posteriormente apli- cado con éxito al estudio de laderas naturales (Wilson y Keefer, 1983). Actualmente, es común la aplicación del método de Newmark mediante un Sistema de Informa- ción Geográfica (SIG) para estimar a nivel regional la ocurrencia de inestabilidades de ladera por efecto sísmico (e.g., Jibson et al., 2000; Luzi et al., 2000; Romeo, 2000; Refine y Capalongo, 2002; Carro et al., 2003; Murphy y Mankelow, 2004; Rodríguez-Peces, 2010; Rodríguez- Peces et al., 2013). Los valores de DN que se obtienen con este método deben considerarse como un índice de ines- tabilidad potencial, lo cual permite definir diferentes grados de susceptibilidad frente a las inestabilidades indu- cidas por terremotos. Por otra parte, también pueden ser relacionados con la tipología de inestabilidad de ladera que se puede generar: DN superiores a 5 cm implicarían potencialmente la aparición de deslizamientos (Romeo, 2000), mientras que DN de 2 a 5 cm e inferiores a 2 cm podrían relacionarse con desprendimientos y avalanchas rocosas (Rodríguez-Peces, 2010; Rodríguez-Peces et al., 2011b; Rodríguez-Peces et al., 2013). Para la obtención de los mapas de susceptibilidad se ha aplicado el método de Newmark en un SIG (ArcGIS) considerando un escenario sísmico probabilista y, en par- ticular, teniendo en cuenta los efectos de amplificación sísmica relacionados con la litología y la topografía. Los mapas obtenidos permitirán identificar las áreas de poten- cial riesgo y el tipo de inestabilidad que se puede generar con un terremoto, así como localizar áreas de interés para posteriores estudios de detalle. Contexto geológico y tectónico Ecuador está ubicado en la parte noroccidental de Amé- rica del Sur, atravesada de sur a norte por la Cordillera de los Andes con una dirección preferente de NNE-SSO (Fig. 1a). Esta cordillera se divide en dos ramales denominados Cordillera Occidental (formada por rocas volcano-sedimen- tarias cretácicas y terciarias) y la Cordillera Oriental o Real (formada por rocas metamórficas jurásicas), separadas por la Depresión Interandina (fosa tectónica rellena por materia- les volcánicos plio-cuaternarios). La Cordillera de los Andes comienza a desarrollarse a finales del Cretácico por el mo- vimiento de subducción de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana, generando un régimen tectónico compresivo E-O dominante hasta la actualidad, con una velocidad de subducción de 7 cm/año (Lavenu, 2006). Esto ha permitido el desarrollo del Arco volcánico ecuatoriano formado por grandes estratovolcanes (Fig. 1b), siendo el más alto de Ecuador el volcán Chimborazo con 6310 m.s.n.m (Fig. 1c). Las estructuras tectónicas principales de la Cordillera de los Andes se desarrollaron durante el Mioceno con una dirección general de NNE-SSO. Del mapa de fallas cuater- narias de Ecuador elaborado a escala 1:1.000.000 (Eguez et al., 2003), se desprende que las principales fallas tienen una dirección andina (NNE-SSO), con una cinemática inversa de componente dextral, aunque en muchas otras no se ha definido su cinemática. La Depresión Interandina, de edad Plioceno terminal a Cuaternario, está limitada por la Falla de Pallatanga (movimiento dextral-inverso) en su borde oc- cidental, y por la Falla de Pisayambo (componente inversa) en su margen oriental. La Depresión Interandina es la re- gión donde se han localizado los epicentros de numerosos terremotos históricos de fuerte intensidad (> VIII) desde el año 1541 (Demoraes y D’ercole, 2001). Destaca el terre- moto de Riobamba de 1797 (IMSK = XI; CERESIS, 1985) que destruyó esta ciudad así como numerosas localidades de la Depresión Interandina, y que pudo estar relacionado con la actividad de la Falla de Pallatanga. La sismicidad instrumental presenta mecanismos focales de compresión E-O con planos nodales N-S (Lavenu, 2006). El área piloto seleccionada para este estudio se corres- ponde con un sector ocupado por tres grandes edificios vol- cánicos pertenecientes al Arco volcánico de Ecuador (Fig. 2): dos en estado de reposo (Igualata y Carihuairazo) y uno potencialmente activo (el volcán Chimborazo); localizados en el margen oriental de la Cordillera Occidental, en el lí- mite difuso con la Depresión Interandina. La mayor parte de la superficie de esta área está cubierta por rocas proce- dentes de las erupciones de estos volcanes, aunque en al- gunos puntos, debido a la erosión, se pueden encontrar rocas del basamento de la Cordillera Occidental (Vallejo, 2007). Los materiales más antiguos del basamento, que afloran en este sector, se corresponden con rocas volcánicas de la Formación Pallatanga (Fig. 2), compuestas por basaltos, doleritas e hialoclastitas de afinidad oceánica de edad San- toniense a Campaniense. En algunos sectores, este basa- mento está compuesto por rocas metamórficas formadas por filitas verdes, esquistos grafitosos y rocas metavolcá- nicas. Junto a la Formación Pallatanga se intercalan me- diante contactos mecánicos los materiales de la Formación Yunguilla, formados por una serie turbidítica volcanoclás- tica (lutitas, cherts, areniscas y conglomerados) de edad Campaniense superior-Maastrichtiense. Esta formación se encuentra fuertemente tectonizada y plegada con planos axiales de dirección NNE. Sobre la Formación Yunguilla también se presenta en contacto discordante la serie turbi- dítica siliciclástica (areniscas, lutitas y conglomerados) de la Formación Saquisilí de edad Paleoceno-Eoceno inferior (Fig. 2). Estas rocas del basamento estás recubiertas por los ma- teriales procedentes de diferentes volcanes desarrollados en la zona, compuestos principalmente por lavas y depósi- tos piroclásticos de composición andesítica. Los primeros materiales pertenecen al Grupo Saraguro (Oligoceno), constituido por tobas y lavas andesíticas, se localizan for- mando una plataforma discordante sobre la Formación Sa- quisilí (Fig. 2). En el Mioceno se depositó la Formación Zumbagua constituida por una sucesión de aglomerados, tobas y lavas andesíticas. Sobre ella se depositaron los ma- teriales mayoritariamente piroclásticos de edad Plioceno de los volcanes Mulmui, Huisla, El Altar e Igualata (tobas pu- míticas y de grano fino, localmente andesitas). Durante el Pleistoceno medio se desarrolló el gran edificio volcánico del Carihuairazo constituido principalmente por lavas an- desíticas. También se observan rocas basálticas pleistoce- nas procedentes del volcán Tungurahua (lavas y tobas basálticas) y del Puñalica (lavas basálticas), así como los conos de ceniza basáltica de Calpi, de menor tamaño. Aso- ciados a los flujos de lava del Tungurahua, el río Chambo (Fig. 1c) se bloqueó formando un lago en el que se deposi- taron los sedimentos de composición andesítica de la For- mación Chambo (Fig. 2), constituida por conglomerados, areniscas y arcillas finas con bancos de ceniza fina, local- mente interestratificados. En el Pleistoceno superior em- pezó a formarse el edificio basal del volcán Chimborazo, constituido principalmente por lavas andesíticas. Este edi- ficio volcánico sufrió un colapso del flanco sureste que ge- neró un depósito de avalancha de gran tamaño, conocido como la Formación Riobamba (Fig. 2), la cual está formada 93Martín Jesús Rodríguez-Peces y Diego Gordón-Pérez Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 1.- a) Contexto geodinámico de la Cordillera de los Andes ecuatoriana. Ch: Volcán Chimborazo. b) Arco volcánico ecuatoriano lo- calizado en la Depresión Interandina, entre la Cordillera Occidental y la Cordillera Oriental. Principales volcanes: (1) Cuicocha; (2) Im- babura; (3) Pululahua; (4) Pichincha; (5) Atacazo-Ninahuilca; (6) Ilinizas; (7) Quilotoa; (8) Cayambe; (9) El Reventador; (10) Antisana; (11) Cotopaxi; (12) caldera Chalupas; (13) Tungurahua; (14) Sangay. c) Modelo digital de elevaciones mostrando los volcanes de Chim- borazo, Carihuairazo e Igualata, así como las Cuencas de Ambato y Riobamba. Figura modificada de Samaniego et al. (2012). por un conglomerado de cantos andesíticos en una matriz de grano fino. Tras la avalancha se produjo una erupción que rellenó con lavas andesíticas el espacio generado por la misma formando el edificio intermedio del Chimborazo. Los últimos materiales del Chimborazo están representa- dos por unos depósitos piroclásticos (tobas pumíticas de grano grueso de composición andesítica) que recubren el sector occidental del volcán. En la zona de estudio existen unos paleosuelos endurecidos (Cangahua) generados a par- tir de depósitos piroclásticos (tobas andesíticas) que no tie- nen una asignación clara a un edificio volcánico y que se encuentran recubriendo de manera superficial al resto, su- giriendo una edad más reciente. De manera adicional, los depósitos glaciares (morrenas y lahares) productos de la úl- tima glaciación (~10.000 años), constituidos por conglo- merados de cantos de varios tamaños sin estratificación en una matriz de grano fino, cubren la mayor parte de las que- bradas y deflexiones radiales dejadas por las diferentes erupciones en los flancos de los volcanes de mayor tamaño. Durante el Holoceno, en el fondo y los márgenes de los ríos se acumulan depósitos aluviales y coluviales (Fig. 2). Metodología Para la obtención de los mapas de susceptibilidad de inestabilidades de ladera inducidas por terremotos em- pleando un Sistema de Información Geográfica (SIG) se requiere del procesado y computación ordenada de un sis- tema de capas de información georreferenciadas. En este proceso se diferencian dos partes principales: la primera, consiste en obtener un mapa de aceleración crítica a partir de la computación del mapa de factor de seguridad con el de pendientes (Fig. 3) y, una segunda, donde se obtiene un mapa de desplazamiento de Newmark para un escenario 94 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 2.- Mapa litoestratigráfico del sector de Chimborazo, escala 1:100.000, actualizado a partir del mapa geológico de la Cordillera Oc- cidental a escala 1:200.000 (McCourt et al., 1997) y del mapa geológico del volcán Chimborazo (Samaniego et al., 2012). sísmico probabilístico (Fig. 4). A continuación se detalla la metodología desarrollada en cada una de estas partes prin- cipales. Factor de seguridad El análisis de susceptibilidad requiere, en primer lugar, de la obtención de un mapa del factor de seguridad de las laderas. Para ello se ha empleado la formulación propuesta por Jibson et al. (2000), asumiendo un modelo simple de equilibrio límite con talud infinito, siguiendo el criterio de rotura de Mohr-Coulomb: c' tanφ' mγwtanφ' FS=–––––– + ––––– ––––––––– (1) γtsenα tanα γtanα donde c' es la cohesión efectiva, φ' es el ángulo de fricción efectivo, α es la pendiente del talud, γ es la densidad del material del talud, γw es la densidad del agua, t es el espe- sor normal a la superficie de rotura y m es el grado de sa- turación. La obtención del mapa de factores de seguridad se ha realizado partiendo de la hoja geológica Chimborazo a es- cala 1:100.000 publicada en 1975. Esta cartografía geoló- gica fue elaborada en gran parte mediante fotointerpretación aérea, dado el difícil acceso a la zona, por lo que la des- cripción de las formaciones geológicas está bastante sim- plificada, englobando diferentes litologías, lo que podría afectar a los resultados posteriores. Este problema se ha in- tentado solventar, en la medida de lo posible, actualizando el mapa con la información geológica más reciente dispo- nible. El mapa geológico se ha reclasificado con objeto de elaborar un mapa litológico (Fig. 5), donde cada unidad está caracterizada por su comportamiento geotécnico general y sus parámetros resistentes (densidad, cohesión y ángulo de fricción). La adecuada obtención de estos parámetros geo- técnicos para el cálculo del factor de seguridad es de suma importancia, puesto que cuanto mayor sea la cantidad y ca- lidad de los datos de entrada, mejor será la precisión y fia- bilidad de los mapas de susceptibilidad resultantes. De- bido a la gran carencia de datos geotécnicos, tanto de laboratorio como de campo, de las rocas y suelos de la Cor- dillera de los Andes ecuatorianos, se han asumido datos to- mados de la bibliografía geotécnica (CISMID, 1997; Gon- zalez de Vallejo et al., 2002; Duque Escobar et al., 2006; Rodríguez-Peces, 2010), lo que puede conllevar una cierta distorsión de los resultados si no se aplica un correcto cri- terio lógico y técnico en la selección y asignación de los pa- rámetros a las litologías. Los valores de los parámetros re- sistentes pueden llegar a ser muy diferentes, incluso dentro de una misma unidad litológica. Asignar valores represen- tativos a los materiales, generalmente conlleva una gran in- certidumbre, sobre todo si se trata de áreas extensas. Por ello, se suelen considerar valores medios debido a la im- posibilidad de contar con valores exactos para todas las for- maciones, dadas las limitaciones en cuanto a información disponible, la variabilidad de las propiedades dentro de un mismo afloramiento y a que la escala de trabajo es a nivel regional. Para solventar este problema, y debido a que los rangos de valores de los parámetros resistentes eran muy amplios, se ajustaron por iteración hasta que se obtuvo un mapa con factores de seguridad mayores de 1 (laderas es- tables). En la Tabla 1 se muestran los valores de los pará- metros resistentes resultantes de este análisis y que final- mente han sido empleados en los cálculos subsiguientes. Por otra parte, se ha establecido que el espesor normal de la superficie de rotura es de 3 m. Este valor representa- tivo se ha seleccionado siguiendo un criterio basado en el propio modelo de cálculo, puesto que al aumentar la pro- fundidad de rotura, aumenta el peso del bloque deslizante y se reduce el factor de seguridad. Esto conlleva que al rea- lizar el ajuste de los valores de los parámetros resistentes para obtener factores de seguridad mayores de 1, se obten- gan valores extremadamente altos de los parámetros geo- técnicos y, por tanto, poco reales. La precipitación media anual en la zona de estudio pre- senta un valor de 727-826 mm (INAMHI, 2013). Por esta razón se calculó el factor de seguridad para dos grados de saturación de agua diferentes: condiciones secas (m=0) y saturadas (m=1). Para ello, mediante la ecuación 1 se com- 95Martín Jesús Rodríguez-Peces y Diego Gordón-Pérez Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 3.- Diagrama de flujo del procedimiento para construir un mapa de aceleración crítica (modificado de Rodríguez-Peces et al., 2008). Fig. 4.- Diagrama de flujo con el procedimiento para obtener un mapa de desplazamiento de Newmark para un escenario sísmico probabilístico definido por valores de aceleración sísmica máxima (PGA, Peak Ground Acceleration) (modificado de Rodríguez- Peces et al., 2008). putó el mapa litológico con la información geotécnica, junto con el mapa de pendientes obtenido a partir de un mo- delo digital de elevaciones (MDE) de un tamaño de píxel de 10 m x 10 m. Aceleración crítica El método de Newmark (1965) establece que, dada una ladera con factor de seguridad conocido, la aceleración crí- tica que produce desplazamiento permanente es: ac = (FS – 1) g sen(α) (2) donde ac es la aceleración crítica, en unidades g, g es la ace- leración de la gravedad (9,81 m/s2), FS es el factor de se- guridad y α es la pendiente del talud. La aceleración crítica es la mínima aceleración pseudoestática requerida para pro- ducir la inestabilidad. En consecuencia, es una expresión de la capacidad de la ladera para resistir la sacudida y de- pende exclusivamente de su geometría (pendiente) y de los parámetros resistentes del material que la constituye (fac- tor de seguridad). Se trata por tanto, de un parámetro que describe las propiedades intrínsecas de la ladera y no de- pende del escenario sísmico que se considere. Es por ello que constituye un parámetro que expresa la susceptibilidad de las laderas a presentar inestabilidades en condiciones di- námicas. El mapa de aceleración crítica (Fig. 6) se cons- truyó combinando el mapa de factor de seguridad con el mapa de pendientes de acuerdo con la ecuación 2. Escenario sísmico probabilístico La estimación de la susceptibilidad mediante el despla- zamiento de Newmark se ha realizado considerando un es- cenario sísmico probabilista. Este escenario se basa en el mapa de peligrosidad sísmica en términos de aceleración sísmica máxima (PGA) en roca para un periodo de retorno de 475 años. Este periodo de retorno equivale a una proba- bilidad de que se exceda la PGA del 10 % en 50 años. Este mapa se ha obtenido a partir de los valores de aceleración sísmica aportados por el Código Ecuatoriano de la Cons- trucción (CEC, 2002), el cual divide el territorio en 4 zonas sísmicas (Fig. 7). Efectos de amplificación sísmica El mapa de peligrosidad sísmica considerado ha sido calculado para PGA en roca (CEC, 2002). Sin embargo, la vibración sísmica experimentada en el terreno depende, por una parte, de la rigidez de los materiales sedimentarios que se disponen encima del basamento rocoso (efecto suelo) y, por otra, de las condiciones topográficas locales (efecto to- pográfico). Por ello se han estimado los factores de ampli- ficación por el tipo de suelo y la topografía. En el primer 96 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 5.- Mapa de grupos litológicos y su distribución en el área de estudio (sector de Chimborazo). Los números 1 a 9 de cada grupo li- tológico coinciden con los mostrados en la Tabla 1. caso se ha multiplicado la PGA en roca por un factor de amplificación variable (Tabla 1) según el grupo litológico considerado (Fig. 8). Este factor de amplificación se ha ob- tenido a partir de la fórmula empírica propuesta por Bor- cherdt (1994), teniendo en cuenta las velocidades de ondas de cizalla medias de los grupos litológicos considerados en este trabajo. El factor de amplificación topográfico ha sido evaluado mediante el SIG considerando las recomendacio- nes del Eurocódigo-8 (CEN, 2004), computando la pen- diente y la altura relativa de las pendientes, distinguiéndose tres casos (Fig. 9): (a) pendientes menores de 15º o relieves con altura relativa menor de 30 m: no presentan amplifica- ción, (b) pendientes entre 15º y 30º y con una altura relativa de más de 30 m: factor de amplificación = 1,2 y (c) pen- dientes mayores de 30º y con una altura relativa de más de 30 m: factor de amplificación = 1,4. En la figura 10 se muestra el mapa de peligrosidad sís- mica amplificada una vez aplicados los efectos de amplifi- cación sísmica litológica y topográfica. 97Martín Jesús Rodríguez-Peces y Diego Gordón-Pérez Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 1 Andesita, aglomerado, basalto, toba Roca dura 2,2 8,0 40 1,2 2 Basalto, toba Roca dura 2,8 4,0 30 1,0 3 Arcilla, arenisca, conglomerado Roca blanda 1,9 6,0 32 1,8 4 Arenisca, lutita, turbidita Roca blanda 2,5 4,7 28 2,0 5 Depósito coluvial, glacial Suelo 2,0 2,5 32 1,8 6 Filita, esquisto Roca dura 2,5 5,6 28 1,0 7 Lutita, chert, conglomerado Roca dura 2,2 4,3 30 1,6 8 Toba, andesita, aglomerado Roca blanda 1,9 5,2 32 1,4 9 Depósito aluvial, terraza Suelo 2,0 2,8 26 2,0 Grupo litológico Clasificación geomecánica Densidad (t/m³) Cohesión (t/m²) Ángulo de fricción (º) Factor de amplificaciónNº Tabla 1.- Grupos litológicos y valores medios de parámetros resistentes considerados en el cálculo del factor de seguridad (CISMID, 1997; González de Vallejo et al., 2002; Duque Escobar et al., 2006; Rodríguez-Peces, 2010). La última columna representa los valores de factores de amplificación litológica estimados para la región de estudio (véase apartado de Efectos de amplificación sísmica). La dis- tribución cartográfica de estos grupos litológicos se muestra en la figura 5. Fig. 6.- Mapa de aceleración crítica en unidades g (1g = 9,8 m/s2). 98 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 7.- Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador en términos de aceleración sísmica máxima (PGA) en roca para un periodo de retorno de 475 años (modificado de CEC, 2002) en unidades g (1g = 9,8 m/s2). El área de estudio (recuadro negro) presenta el valor más alto en peligrosidad sísmica (PGA ≥ 0,40g). Fig. 8.- Mapa de amplificación sísmica en función del tipo de suelo (litológica). 99Martín Jesús Rodríguez-Peces y Diego Gordón-Pérez Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 9.- Mapa de amplificación sísmica en función de la topografía. Fig. 10.- Mapa de aceleración sísmica máxima (PGA) amplificada para un periodo de retorno de 475 años en unidades g (1g = 9,8 m/s2) una vez aplicados los efectos de amplificación sísmica litológica y topográfica. Evaluación de la susceptibilidad La susceptibilidad a las inestabilidades de ladera indu- cidas por terremotos, se ha analizado en primer lugar con- siderando la relación ac/PGA. Para que se produzca la inestabilidad la PGA debe exceder la ac. Por tanto, cuando ac/PGA es menor que 1, se podrán producir inestabilidades de ladera, mientras que cuando esta relación es mayor que 1 la inestabilidad no se produciría. Por ello un mapa que muestre la relación ac/PGA permite visualizar de forma sencilla las zonas más susceptibles a generar movimientos de ladera por efecto sísmico (Tsige et al., 2012). Final- mente, la susceptibilidad también se ha evaluado mediante el cálculo del desplazamiento de Newmark considerando la ecuación de regresión de Jibson (2007): (3) donde DN es el desplazamiento de Newmark (en cm), ac es la aceleración crítica y PGA es la aceleración máxima. Esta ecuación permite acotar las zonas con mayor deformación dentro de las áreas susceptibles obtenidas previamente me- diante la relación ac /PGA. Resultados y discusión El mapa de la relación ac/PGA obtenido para las condi- ciones secas (Fig. 11) muestra amplias zonas con un valor menor a 0,8 (color rojo), lo que supone que todas estas áreas son susceptibles de generar movimientos de ladera por efecto sísmico. Las zonas con un ac/PGA entre 0,8 y 1,1 (color amarillo) se consideran metaestables, puesto que cualquier alteración en sus condiciones físico-mecánicas puede provocar que pasen a ser zonas susceptibles. Las áreas con un valor de ac/PGA mayor a 1,1 (color verde) in- dican zonas estables. En la figura 12 se representa el mapa resultado de la relación ac/PGA para las condiciones satu- radas. La interpretación es similar a la realizada en el caso anterior. Sin embargo, este mapa presenta mayor cantidad de áreas de color rojo, incrementando las zonas potencial- mente inestables debidas a la sismicidad. Al comparar los dos mapas de susceptibilidad en función de la relación ac/PGA se puede observar que en el mapa obtenido en con- diciones secas (Fig. 11) las zonas que tenían un comporta- miento metaestable (color amarillo), al cambiar sus condiciones iniciales debido a la saturación de agua, se han transformado en áreas susceptibles al movimiento (color rojo en Fig. 12). El mapa de susceptibilidad en función del DN obtenido en condiciones secas (Fig. 13) refleja la presencia de gran- 100 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 11.- Mapa de ac/PGA considerando las laderas en condiciones secas. En rojo se muestran las zonas más susceptibles a generar inestabilidades de ladera por efecto sísmico. 101Martín Jesús Rodríguez-Peces y Diego Gordón-Pérez Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 12.- Mapa de ac/PGA considerando las laderas en condiciones saturadas. En rojo se muestran las zonas más susceptibles a gene- rar inestabilidades de ladera por efecto sísmico. Fig. 13.- Mapa de desplazamientos de Newmark (en cm) considerando las laderas en condiciones secas. En rojo se muestran las zonas más susceptibles a generar inestabilidades de ladera por efecto sísmico. des áreas con DN inferiores a 2 cm (color verde) distribui- das espacialmente en toda el área de estudio. Los DN de 2 a 5 cm (color amarillo) y de 5 a 10 cm (color naranja) se lo- calizan en su mayoría a lo largo de las laderas generadas por el encajamiento de la red de drenaje y en las laderas erosionadas de los volcanes. Los DN mayores que 10 cm (color rojo, Fig. 13) también se desarrollan en las laderas ci- tadas anteriormente, concentrándose en la parte suroeste del área de estudio, en relación con los grupos litológicos 4 y 7 (Fig. 5 y Tabla 1), ambos correspondientes a litologías de tipo sedimentario. El mapa de DN obtenido para condiciones saturadas (Fig. 14) presenta un incremento general de los valores de DN. Su distribución espacial en el área de estudio es simi- lar al caso anterior, aunque se observa un incremento sig- nificativo de los DN mayores que 10 cm (color rojo, Fig. 14), en relación con las laderas encajadas de la red de dre- naje y de los volcanes, y con las litologías de tipo sedi- mentario (grupos litológicos 4, 5, 7 y 9; Fig. 5 y Tabla 1). Este hecho permite afirmar que la saturación de agua en las laderas contribuye a incrementar las posibilidades de desa- rrollo de inestabilidades de ladera inducidas por terremotos. El hecho de que las litologías de tipo sedimentario (gru- pos 4, 5, 7 y 9; Fig. 5 y Tabla 1) presenten los valores más altos de DN se debe a que el fuerte encajamiento de los ríos provoca que estas zonas presenten una pendiente muy alta y valores bajos de factor de seguridad y de aceleración crí- tica (Fig. 6). Además, estos grupos litológicos presentan una alta amplificación litológica (1,8-2,0; Fig. 8) y la ele- vada pendiente favorece una importante amplificación to- pográfica (1,4; Fig. 9). Ambos factores, parecen contribuir notablemente en la generación de inestabilidades de ladera inducidas por terremotos. Teniendo en cuenta la relación entre los valores de DN y la tipología de inestabilidad de ladera observada por otros autores (cf. Romeo, 2000; Rodríguez-Peces, 2010; Rodrí- guez-Peces et al., 2011b), en ambos mapas se pueden ob- servar áreas con DN superiores a 5 cm (colores naranja y rojo) que implicarían potencialmente la aparición de desli- zamientos, mientras que DN de 2 a 5 cm e inferiores a 2 cm (colores amarillo y verde, respectivamente) podrían rela- cionarse con desprendimientos y avalanchas rocosas. En cualquier caso, dado que los resultados pueden tener una dependencia muy fuerte según las características del territorio estudiado y de los materiales considerados, es ne- cesario contrastarlos con datos locales de campo y validar- los con inventarios de inestabilidades de ladera previos. Conclusiones La metodología de Newmark, implementada mediante un SIG, se revela como una técnica sencilla y relativamente fiable para evaluar a nivel regional la susceptibilidad de las laderas a inestabilidades producidas por terremotos. Los mapas obtenidos permiten identificar áreas de potencial riesgo, así como localizar áreas de interés para posteriores 102 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015 Fig. 14.- Mapa de desplazamientos de Newmark (en cm) considerando las laderas en condiciones saturadas. En rojo se muestran las zonas más susceptibles a generar inestabilidades de ladera por efecto sísmico. estudios de detalle. Sin embargo, estos mapas deben con- siderarse como una aproximación de primer orden, dadas las incertidumbres e hipótesis empleadas en los cálculos y la ausencia de un inventario de inestabilidades previas que permitan validarlos. A pesar de ello, los mapas podrán ser mejorados y modificados en el futuro en tanto se cuente con información de mayor detalle. En la mayoría de las zonas con elevada pendiente, la amplificación topográfica se revela como un factor signifi- cativo en la generación de inestabilidades inducidas por te- rremotos. Esto se pone de manifiesto especialmente en los materiales sedimentarios donde el fuerte encajamiento de la red fluvial genera laderas con pendientes elevadas poten- cialmente inestables. Las inestabilidades de laderas inducidas por terremotos futuros serán desprendimientos y avalanchas rocosas, lo- calizadas en las zonas que presentan valores de DN meno- res de 5 cm. Las inestabilidades de ladera de tipo deslizamiento se producirán en áreas con DN mayores a 5 cm, en relación con las laderas generadas por el encaja- miento de la red fluvial y por la erosión de las laderas de los volcanes. Agradecimientos Agradecemos a la Dra. Meaza Tsige, a un revisor anó- nimo y al Dr. Luis M. Nieto Albert, editor principal, el in- terés mostrado en el presente trabajo, así como los comentarios y sugerencias realizadas, que han contribuido notablemente a mejorarlo. Bibliografía Borcherdt, R. (1994): Estimates of sites-dependent response spec- tra for design (methodology and justification). Earthquake Spectra, 10: 617-673. Carro, M., De Amicis, M., Luzi, L. y Marzorati, S. 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MANUSCRITO RECIBIDO EL 13-02-2015 RECIBIDA LA REVISIÓN EL 27-04-2015 ACEPTADO EL MANUSCRITO REVISADO EL 27-04-2015 104 SUSCEPTIBILIDAD DE LAS INESTABILIDADES DE LADERAS PROVOCADAS POR TERREMOTOS EN LOS ANDES Revista de la Sociedad Geológica de España, 28(1), 2015