Riesgos Naturales Que Afectan A La Region De Antofagasta?

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El mapa de los conflictos socioambientales de la región de Antofagasta

  • 1- Tocopilla -Ex botadero de cenizas de las termoeléctricas junto a poblaciones Tres Marías y Pacífico Norte.
  • 2- María Elena -Problemas de acceso al agua potable, suministro actualmente en manos de la empresa S.Q.M.
  • 3- Calama -Tranque de relaves mineros Talabre.
  • 4- Ollagüe
  • 5- Mejillones
  • 6- Sierra Gorda
  • 7- San Pedro de Atacama
  • 8- Antofagasta

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¿Cuáles son los riesgos naturales en la region de Antofagasta?

Hace casi tres décadas, un fenómeno climatológico de intensas lluvias en la Región de Antofagasta precipitó uno de los desastres más violento que ha experimentado el norte de Chile: una serie de aluviones que impactaron a las ciudades de Antofagasta y Taltal, y otras localidades más pequeñas. Riesgos Naturales Que Afectan A La Region De Antofagasta Aluviones que cobraron 91 víctimas fatales, más 19 cuerpos desaparecidos, 700 viviendas con destrucción total, 4.000 viviendas con daños severos y 20.000 personas damnificadas, con daños materiales totales estimados en US$ 71.000.000. “El clima de Antofagasta es desértico con nublados abundantes (camanchaca) y los promedios de precipitaciones máximas diarias varían desde 0 a 2 mm.
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¿Cuáles son los riesgos naturales de Chile?

Revista de Geografía Norte Grande, 45: 21-39 (2010) ARTÍCULOS Peligros naturales en geositios de interés patrimonial en la costa sur de Atacama 1 Consuelo Castro A.2, Carlos Marquardt R.3 y Álvaro Zúñiga D.2 2 Instituto de Geografía, Pontificia Universidad Católica de Chile (Chile).

  • E-mail: [email protected] ; [email protected] 3 Antofagasta Minerals S.A. (Chile).
  • E-mail: [email protected] RESUMEN La costa sur del desierto marginal de Atacama, entre Chañaral (26° 20′ S) y el río Copiapó (27° 19′ S), presenta una gran diversidad de formas, tipos de rocas y yacimientos fosilíferos donde destacan algunos geositios, lugares significativos para las geociencias, la cultura y el turismo de naturaleza.

Los geositios constituyen un recurso de importancia patrimonial con potencial para la conservación y el soporte de actividades turísticas sustentables en la Región de Atacama. La vulnerabilidad del medio morfodinámico árido de la zona costera se manifiesta por la ocurrencia de peligros naturales por sismicidad y tsunamis, remoción en masa y flujos aluvionales.

Se caracterizan y analizan los feóomenos naturales peligrosos de la costa sur de Atacama, determinando sus efectos en los geositios, con el fin de contribuir con una base de información científica para los planes de manejo y las propuestas de usos sustentables de dichos espacios, previniendo sus efectos tanto en las actividades de los habitantes, sus bienes y en la infraestructura existente, como también en el creciente número de turistas atraídos por la naturaleza del desierto costero.

Palabras clave: Peligro natural, geositio, zonificación territorial. ABSTRACT The southern coast of Atacama Desert, between the city of Chañaral (26° 20′ S) and the Copiapo River, (27° 19′ S), presents a great diversity of shapes, types of rocks and fossil deposits.

  • Some of the most incredible Geosites can be found on this coastal zone, which are significant for geosciences, culture and nature adventure tourism.
  • Geosites are an important patrimonial resource that gives potential for conservation and support for sustainable tourism activities in the III Region of the country.

The arid morphodynamic coastal zone becomes vulnerable by the occurrence of natural hazards such as seismicity, tsunamis, mass flows and alluvial flows. The natural and hazardous phenomenon of the southern coast of Atacama are characterized and analyzed, determining its effects on Geosites, this contributes to create a base of scientific information for management planning and for sustainable proposals for these areas, anticipating its effects on inhabitants, their goods and the existing infrastructure, as well as for the increasing number of tourists attracted by the nature of the coastal desert.

  1. Ey words: Natural hazards, geosites, territorial zoning.
  2. La determinación de los peligros naturales que ocurren en la zona costera de la Región de Atacama es parte de la información científica necesaria para llevar a cabo planes de manejo en territorios donde existen áreas protegidas, y también constituye la base para las propuestas de usos sustentables a partir de una zonificación territorial.

El principal propósito del estudio de los peligros naturales es minimizar las consecuencias negativas sobre las personas y sus actividades; así, la zonificación del territorio es una herramienta eficaz para disminuir la exposición al peligro a través de la determinación de usos y/o actividades compatibles, incompatibles, restrictivos, combinando la conservación de la naturaleza con la protección ante peligros naturales, lo que es una práctica necesaria para el manejo de áreas protegidas (Salm, 2000).

En el área de estudio, este razonamiento se sustenta en que aproximadamente un 70% del territorio costero de la región es de propiedad fiscal, donde el Ministerio de Bienes Nacionales proyecta un desarrollo preferente en base al turismo sustentable, la ciencia, la educación ambiental y, en general, la conservación y protección de los recursos naturales, basado en el interés natural y singularidad de los componentes marinos y terrestres del desierto costero.

Bajo este contexto, el estudio de peligros naturales en la costa de la Región de Atacama se ajusta a los conceptos y precisiones generales que los definen como un fenómeno de carácter natural que ocurre en un área poblada o con infraestructura que puede ser deteriorada o bien causar daño al hombre y sus actividades.

  • Al respecto, Burton (1978) define peligro natural como “aquellos elementos del medio ambiente físico, o del entorno físico, perjudiciales al hombre y causados por fuerzas ajenas a él” (Burton, 1978).
  • En efecto, de acuerdo a las recomendaciones de OEA (1991), el término peligro natural es utilizado como referencia a todos los fenómenos atmosféricos, hidrológicos, geológicos (especialmente sísmicos y volcánicos) u originados por el fuego que, debido tanto al lugar en que ocurren, como también a su severidad y frecuencia, pueden afectar de manera adversa a los seres humanos, a sus estructuras o actividades.

La zona costera del sur de Atacama El área de estudio comprende un tramo muy despoblado de la zona costera, con una densidad menor a tres habitantes por km 2 ; aquí se sitúan las localidades de Caldera, Calderilla, Bahía Inglesa y las caletas de Puerto Flamenco y Zenteno ( Figura N° 1 ). Fuente: Elaboración propia. En el área, los proyectos de desarrollo más recientes con implicancias territoriales y ambientales son el aeropuerto Desierto de Atacama; la proyección de dos parques de energía eólica entre Caldera y Bahía Inglesa; un puerto mineral de la Compañía Minera del Pacífico en Caleta Zenteno, con una aducción de agua; una ciclo vía costera de 25 kilómetros que unirá Caldera con la desembocadura del río Copiapó, además del Área Marina y Costera Protegida de Múltiples Usos, Isla Grande de Atacama (AMCP-MU) y el Parque Paleontológico del Municipio de Caldera.

  • La morfología costera es diversa, alternando las playas arenosas de fondo de bahía en Caldera, Bahía Inglesa y Bahía Cisne, con tramos rocosos en Punta Morro, y con acantilados labrados en secuencias sedimentarias marinas en Chorrillos y La Higuera ( Figura N° 1 ).
  • El farellón costero, característico del Norte Grande, aquí se encuentra desmembrado por importantes quebradas como Salado, Lechero, Chorrillos, ademas del estuario del río Copiapó y un humedal costero asociado.

Entre Puerto Flamenco y Caldera, en el norte del área de estudio, predomina un borde costero rocoso y en el continente una morfología original de domos cristalinos que son estribaciones de la cordillera de la Costa. En las inmediaciones de Puerto Flamenco, la fisonomía ruiniforme del relieve se debe a los afloramientos de rocas metasedimentarias que corresponden a remanentes de corteza oceánica antigua (Godoy, 2003).

Entre Caldera y el río Copiapó, en el tramo sur del área de estudio, domina el paisaje subhorizontal de las terrazas marinas solevantadas y bien conservadas que alcanzan hasta 200 metros de altitud, sus materiales componentes son areniscas marinas pliocuaternarias con gran abundancia de fósiles y con vestigios de cordones litorales y paleoplayas en superficie.

Los estudios anteriores del modelado De los trabajos previos efectuados destaca el clásico de Mortensen (1927), quien determina que los principales agentes exogenos de esta parte del desierto de Atacama son las acciones conjuntas del viento y el agua.

Por su parte, Brliggen (1950) señala que a diferencia del Norte Grande, en Atacama el farellón costero tiende a desmembrarse por los numerosos valles y quebradas que lo interceptan. Respecto de los factores estructurales del modelado de la región, destacan los movimientos tectónicos que han dislocado los bloques rocosos, además de la existencia de una larga sucesión de cambios eustáticos acompañados de activa elevación costera que se manifiesta en evidencias geomorfológicas y geológicas de neotectónica en la zona costera (Marquardt, 2000).

Las características geológicas y geomorfológicas anteriores determinan en la región un tipo de costa abrasivo y tectónico erosional de fallas y bahías abiertas (Araya, 1976). Más recientemente, Castro (2007), Castro et al, (2007) y Castro (2008) efectuaron un estudio para la determinación de Geositios, basado en el análisis geomorfológico y la sistematización de los estudios geológicos y paleontológicos existentes.

Materiales y métodos Los geositios constituyen las unidades territoriales y de gestión que son objeto de este artículo; ellos fueron identificados y caracte rizados por sus rasgos geomorfológicos y por su valor patrimonial. Este último se estableció según criterios que representan tres grandes categorías de cualidades a considerar, esto es, el valor intrínseco, la potencialidad de uso y la necesidad de protección del geositio, según se indica en el Cuadro N° 1,

La determinación de los rasgos geomorfológicos y procesos morfodinámicos se fundamenta en los trabajos previos ya citados, Castro (2007) y Castro et al, (2007). Cuadro N° 1 Criterios de valoración del geopatrimonio Fuente: Modificado de Cendrero (1996). También, dichos Geositios fueron situados y contextualizados respecto de otras áreas protegidas localizadas en la zona costera comprendida entre Chañaral (26° 20′ S) y el río Copiapó (27° 19′ S). Enseguida, se identificaron y caracterizaron los peligros naturales más frecuentes en el área, determinando los factores que condicionan y desencadenan su ocurrencia.

Junto a ello se realizaron revisiones bibliográficas de estudios previos efectuados en el área y se recopilaron series de datos e información histórica de ocurrencia de sismos, tsunamis, fenómenos aluvionales y remociones en masa. Asimismo, fueron analizados conceptualmente los factores del medio natural que determinan la generación de peligros naturales, estableciéndose y caracterizando las variables meteorológicas, climáticas, geomorfológicas y geológicas de la región en estudio para precisar cada tipo de peligro.

Utilizando un Sistema de Información Geográfica se creó una base de datos georreferenciada con la información recopilada y las variables espaciales analizadas; se generaron diversos mapas temáticos con los lugares de ocurrencia de peligro aluvional, por remoción en masa y por tsunami en el territorio.

  1. Posteriormente, se establecieron las relaciones topológicas de las diferentes capas de información generadas y se vincularon los peligros naturales con la distribución de las áreas de protección existentes y con los geositios.
  2. Se utilizaron métodos clásicos de análisis en gabinete a partir de fotointerpretación, imágenes satelitales, fotos aéreas y lectura de cartas topográficas.

Luego, se efectuaron campañas de terreno de observación y análisis de los geositios, para identificar a escala de detalle las evidencias de los distintos tipos de peligros, sus mecanismos de generación y sus factores condicionantes y gatillantes. Las observaciones de terreno se efectuaron a partir de fichas de observación en las que se precisan los rasgos naturales como litología y estructura, geomorfología y procesos activos, tipos de formaciones superficiales, rasgos topográficos y morfométricos; además del espacio humano construido segun el uso actual, infraestructura y localización de la población.

Finalmente, se generaron mapas geomorfológicos de detalle, utilizados como base para la recomendación de una zonificación de usos y actividades en los geositios. Áreas de protección y geositios en la costa del sur de Atacama En las inmediaciones de Caldera se reconocen sitios naturales singulares, llamados geositios según denominación de UNESCO (2007); dichos lugares son relevantes por sus características geológicas, geomorfológicas y paleontológicas, por lo que constituyen un elemento de gran valor patrimonial a la vez que un recurso para el desarrollo de diversas actividades sustentables.

Los geositios constituyen ejemplos de litologías, formas y procesos naturales únicos o representatives a nivel regional, nacional e incluso mundial que permiten ilustrar, caracterizar y reconstruir la historia natural del territorio en que se emplazan (UNESCO, 2007).

Varios geositios se identificaron en la zona costera ya señalada, por su interés para la geomorfología, la geología, la paleontología y por la singularidad de su paisaje distintivo del desierto costero. Dichos geositios, junto a otras valiosas áreas de protección existentes en la costa de Atacama se encuentran amparados por diversos instrumentos normativos, según se muestra en la Figura N° 1 y el Cuadro N° 2,

Cuadro N° 2 Áreas de proteccion y geositios en la costa del sur de Atacama Fuente: Elaboración propia. A las áreas de protección y los geositios citados precedentemente, se agregan otras importantes áreas silvestres protegidas situadas en la costa y la zona andina de la Región de Atacama: parque nacional Pan de Azúcar, parque nacional Llanos de Challe, reserva nacional Pingüino de Humboldt y parque nacional Nevado de Tres Cruces.

  1. Las áreas de protección descritas se localizan próximas a las principales rutas que conectan la ciudad de Caldera con el resto de la región de Atacama y el país.
  2. La topografía llana de las terrazas marinas permite la libre circulación de vehículos y personas fuera de las rutas establecidas, lo cual ha ocasionado el deterioro ambiental y la exposición de los visitantes a lugares donde ocurren fenómenos naturales peligrosos.

Debido al atractivo paisajístico y a las actividades turísticas recreativas de playa, junto con las nuevas propuestas de áreas de protección, se prevé a corto plazo el aumento de las actividades y las visitas en este tramo del litoral. Por lo anterior es necesario identificar, caracterizar y determinar los mecanismos de acción y el lugar de ocurrencia de los diferentes tipos de peligros naturales que afectan al litoral de Atacama; esto permitirá prevenir y disminuir la exposición a los peligros y sus consecuencias negativas, a través de la incorporación de dicho factor en los planes de gestión y guías de manejo que debe disponer cada uno de estos territorios para su adecuada ordenación.

  1. Peligros naturales en la costa entre Flamenco (26° 34′ S) y el río Copiapó (27° 19′ S) En Chile, los cuatro tipos de riesgos naturales con mayor frecuencia de ocurrencia son el riesgo sísmico, por tsunami, el hidrometeorológico y el volcánico, según la Oficina Nacional de Emergencia (2008).
  2. En la zona costera de Atacama, la sismicidad y los fenómenos hidrometeorológicos son los peligros naturales más recurrentes, de acuerdo a los antecedentes históricos y las evidencias existentes.

La generación de un peligro natural requiere de un factor desencadenante y de una serie de condicionantes locales que determinan su modalidad y magnitud, según se observa en el Cuadro N° 3, Cuadro N° 3 Mecanismos de generación de peligros naturales en la costa sur de Atacama Fuente: Elaboración propia. Los sismos y terremotos de gran magnitud en el norte de Chile son desencadenados por la subducción de la placa de Nazca bajo la Sudamericana. Tienen gran potencial destructivo y el alcance territorial de sus efectos y consecuencias es considerable.

  • Al mismo tiempo, la actividad sísmica es responsable del desencadenamiento de otros fenómenos naturales peligrosos como los tsunamis y las remociones en masa.
  • La ocurrencia de un tsunami está determinada por la localización del foco del sismo próximo a la costa y por una magnitud superior a 7,5 Richter.

Los procesos de remoción en masa están condicionados por factores como la fuerza de gravedad, las características estructurales, el estado de conservación de las rocas y la existencia de un desnivel topográfico (Hauser, 1993). Su alcance territorial es muy localizado y se restringe a los sitios donde existen las condiciones ya mencionadas.

Las remociones en masa se pueden desencadenar con sismos de variada magnitud, por lo que su frecuencia de ocurrencia es significativamente mayor que la de los tsunamis. Los peligros hidrometeorológicos en la región en estudio se desencadenan con lluvias invernales intensas de carácter frontal, que provocan inundaciones y flujos aluvionales en las quebradas y cauces que habitualmente permanecen secos e inactivos.

El alcance territorial de las lluvias en el desierto costero generalmente es muy localizado y sus efectos circunscritos a las quebradas y cauces naturales. Localización de los peligros naturales Las observaciones realizadas en campañas de terreno permitieron identificar los lugares susceptibles a la ocurrencia de peligro aluvional y por remoción en masa, a partir de las evidencias y rastros recientes encontrados entre Puerto Flamenco y la desembocadura del río Copiapó. Fuente: Elaboración propia. Cuadro N° 4 Peligros naturales en la costa entre Flamenco y el río Copiapó Fuente: Elaboración propia. Según se advierte en la Figura N° 2 y en el Cuadro N° 4, al norte de Caldera los cerros de la cordillera de la Costa se sitúan muy próximos al litoral, están conformados por rocas plutónicas y metamórficas y en ellos se inscriben numerosas cuencas costeras cuyos sistemas de drenaje disectan los cerros y conducen los flujos aluvionales hacia los terrenos más bajos, afectando los caminos y ductos de agua y minerales que los cruzan.

  • Así, el peligro aluvional se distribuye asociado al curso inferior de los cauces de las quebradas costeras y es continuo a lo largo del tramo litoral, tanto en los piedemontes como en la superficie de las estrechas terrazas marinas existentes entre Flamenco y Caldera.
  • En este tramo el fenómeno aluvional afecta muy escasamente los sitios de conservación existentes, puesto que estos se localizan en los interfluvios alejados de los cauces de las quebradas de Pajonales, del Morado, del Potrero y Flamenco.

En este tramo de la zona costera las quebradas se encuentran encauzadas y bien encajadas en los sedimentos aluviales o en la roca plutónica, por lo que la probabilidad de desbordes es muy escasa. Por el contrario, al sur de Caldera dominan el paisaje los sistemas de terrazas marinas escalonadas que se extienden hasta 20 kilometros al interior hasta el pie de los cerros de la cordillera de la Costa.

Las terrazas marinas están incididas por los amplios y profundos valles de quebradas que se formaron en el pasado bajo condiciones paleoclimáticas más húmedas que las imperantes en la actualidad; en el fondo de los valles de las quebradas existentes se forma una densa red de cortos cauces anastomosados que se unen y concentran el peligro en colectores principales cercanos a la costa cuando ocurren lluvias intensas.

En el sector de Los Dedos/Bahía Inglesa hay 5 cauces principales que son atravesados por la ruta costera, habiéndose construido badenes que permiten el paso de las aguas y flujos aluvionales directamente hacia el mar. Peligro sísmico La determinación del peligro sísmico a través de la identificación de sus efectos morfológicos tales como alzamientos, escarpes de fallas, deformación frágil del material con aparición de fracturas y su distribución geográfica, son parte fundamental en la estimación del riesgo sísmico de una región.

Los estudios realizados en Atacama por Comte et al. (2002), Comte et al. (2007) y por Marquardt (2000) ponen en evidencia una deformación cuaternaria frágil en el área de Caldera y ratifican que tanto las antiguas líneas de costa como las terrazas marinas cuaternarias han registrado movimientos verticales regionales de alzamiento ( Cuadro N° 5 ).

Cuadro N° 5 Evidencias de actividad sísmica en el área Caldera-Copiapó Fuente: Elaboración propia. Los registros desde 1818 muestran actividad sísmica permanente entre Chañaral (26° S) y Huasco (29° S), con tsunamis asociados a terremotos de magnitud superior a 7,5 Richter (Castro, Marquardt y Zúñiga, 2008). De acuerdo al Servicio Sismológico de la Universidad de Chile, se estima una recurrencia de 100 años para terremotos Ms>8 y 25 años para terremotos Ms>7,5; en el área ocurrió en el año 1922 un terremoto de 8,5 y posteriormente en el 2002 un temblor de 5,8 de magnitud Richter. En Caldera (27° S) los enjambres sísmicos de los años 1973 y 2006 se presentaron con cuatro sismos de magnitudes en torno a 6,0 Richter y varios otros menores. En ambas ocasiones, la actividad se atribuye a la existencia de un monte submarino que induce los sismos al actuar como una aspereza en la zona de subducción (Comte, 2007); dicha actividad neotectónica es observable en los efectos de deformación producidos en los materiales sedimentarios de las terrazas marinas escalonadas en Bahía Inglesa y Caldera, con un cuerpo sedimentario cuya edad es del Plioceno-Mioceno (entre 5 y 23 millones de años) y en superficie depósitos más recientes del Cuaternario (2,5 millones de años). Las terrazas han sido afectadas por solevantamiento del continente y por sistemas de fallas normales activas, provocadas por terremotos generadores de esfuerzos rápidos y/o muy intensos que permiten la fractura de las rocas sedimentarias por deformación frágil, de acuerdo a los trabajos de Marquardt (2006) y de Comte (2007). Estos autores determinan que los movimientos a lo largo de las fallas son de magnitudes centimétricas a métricas y desplazan hasta 4 metros a los niveles sedimentarios asociados a las terrazas marinas cuaternarias. En algunos casos se generan escarpes de falla bien marcados que cortan verticalmente las antiguas líneas de costa, ya sea cordones litorales o acantilados marinos, y también a diferencia de estos últimos, la altura del pie de los escarpes de falla es variable a lo largo de su traza. Peligro por tsunami Los tsunamis ocurridos en el litoral de Atacama han sido generados por terremotos interplaca como consecuencia de la tensión acumulada en la zona de subducción, donde convergen la placa de Nazca y la Sudamericana; por lo tanto, sus focos generadores se localizan próximos a la línea de costa, cercanos a las localidades de Chañaral, Caldera, Carrizal Bajo y Huasco. Desde principios del siglo XIX hay registros escritos de tsunamis en las costas de la Región de Atacama; en el Cuadro N° 6 se señalan las características de los tsunamis ocurridos entre 1819 y 1960 con los eventos generados por tsunamis de campo cercano cuyas cotas máximas de inundación han sido inferiores a 10 metros. Cuadro N° 6 Tsunamis históricos de campo cercano registrados en el litoral de Atacama Fuente: Elaboración propia. El Servicio Hidrográfico de la Armada (1999) elaboró la Carta de Inundación por Tsunami para el Puerto de Caldera, a partir de una simulación numérica del tsunami del año 1922, estimándose que para un evento extremo de campo cercano el área inundada es de 5 metros en el borde costero urbanizado.

  • Esta simulación se efectúa sobre un plano georreferenciado de la ciudad que contiene las curvas de nivel y la red vial a la cual se superpone el contorno de la inundación máxima.
  • Los tsunamis de campo lejano se originan a distancias superiores a 1.000 kilómetros de la costa, y en el litoral de Atacama se han manifestado como tsunamis menores de los originados en Kamchatka en 1952, Aleutianas en 1957, Alaska 1964 y en Hawai 1975, según se observa en el Cuadro N° 7,

Cuadro N° 7 Tsunamis históricos de campo lejano registrados en el litoral de Atacama Fuente: Lockridge, 1985. Peligro por remoción en masa En un ambiente morfoclimático árido como el de Atacama, gran parte de los procesos de remoción en masa se producen por movimientos de autotraslación debido al peso de los materiales por efecto de la fuerza de gravedad; así, la ocurrencia de remociones en masa está condicionada por factores como la naturaleza intrínseca de los materiales susceptibles de movilizarse, las condiciones topográficas del lugar y las pendientes de las laderas.

Cuando se produce remoción de los soportes laterales o subyacentes de una ladera por procesos erosivos naturales o por acciones antrópicas, los materiales pierden resistencia haciendo que fuerzas de impulso como un sismo sean muy efectivas para desencadenar un movimiento en la dirección de la pendiente (Cooke, 1974).

Otros factores condicionantes para causar remociones en masa son la naturaleza de las rocas y su estado de fracturación, la condición de conservación y la intensidad de la meteorización que resulta de largos periodos de evolución bajo diferentes condiciones morfoclimáticas.

  • En el área de estudio las diferencias estructurales, litológicas y geomorfológicas condicionan la ocurrencia de distintos tipos de remociones en masa.
  • En Los Dedos/Bahía Inglesa, La Higuera y particularmente en los acantilados marinos y escarpes de Chorrillos, los desplomes, caídas y deslizamientos están condicionados por los procesos de erosión diferencial que permiten la formación de cornisas por erosión de los estratos inferiores poco consolidados.

En el campo de taffonis denominado Zoológico de Piedras, ocurre el desplome de las viseras y secciones superiores de las rocas con taffonis que corresponden a grandes cavidades por desagregación granular de la roca ( Figura N° 3 ). Figura N° 3 Mecanismos de remoción en masa en áreas de protección y geositios Fuente: Elaboración propia. Peligro por flujos aluvionales La morfodinámica de ambientes desérticos imperante determina condiciones favorables para que exista gran producción de material detrítico, disponible en interfluvios, quebradas y cauces; dichos materiales son susceptibles de ser puestos en carga y movilizados por las aguas superficiales como un flujo de detritos o flujo aluvional que puede ser muy destructivo debido a la gran carga de sólidos que contiene.

En zonas desérticas, el mecanismo de activación de los flujos aluvionales es la lluvia intensa que produce una rápida saturación de la superficie coluvial del suelo permeable que recubre las rocas basales impermeables. En su interfaz se genera una superficie de deslizamiento que permite el movimiento de la superficie coluvial saturada con agua; así, el material movilizado forma un flujo con gran capacidad para remover y movilizar detritos de diferente granulometría (Hauser, 1993).

En la zona costera de Atacama los flujos de barro y detritos se originan en las quebradas y cauces habitualmente secos de la cordillera de la Costa y se componen de materiales gruesos inmersos en una matriz de sedimentos finos y agua; segun Hauser (1993), en este tipo de flujos alrededor del 68% en peso corresponde a materiales sólidos que son puestos en movimiento por la acción del agua que actúa como un soporte activo.

Las quebradas de las cuencas costeras del área en torno a Caldera tienen un régimen que está determinado por la actividad pluvial ocasional que ocurre en invierno; las lluvias son esporádicas, con recurrencias de 10 años asociadas a eventos El Niño, se caracterizan por su torrencialidad y por concentrarse en cortos períodos de tiempo (24 horas o menos), habiéndose registrado hasta 40 mm de lluvias en 24 horas; dicho monto es el valor umbral de la intensidad de lluvias críticas que activan deslizamientos y remociones en masa en el área ( Cuadro N° 7 ).

En la zona norte de Chile, varios autores han fundamentado el vínculo entre la ocurrencia de un evento El Niño con lluvias intensas que desencadenan flujos aluvionales. Se estima que durante el siglo XX en las costas del norte se han registrado 18 eventos El Niño, con presencia de aguas oceánicas de temperaturas superficiales más elevadas y montos de lluvias más altos ( Figura N° 4 ), a partir de registros de la Dirección Meteorológica de Chile. Fuente: Dirección Meteorológica de Chile, 1970-1997. En Antofagasta, durante El Niño de 1991 se registraron 42 mm de lluvia en 3 horas, provocando flujos aluvionales con velocidades de 4 a 8 m/s, según lo señalado por Hauser (1997). En el mismo evento de 1991, la intensidad de la lluvia caída en Caldera fue de 39,4 mm en 24 horas; en Copiapó de 31,7 mm y en Chañaral 41,4 mm, según Hauser (1997), a partir de datos de la Dirección Meteorológica de Chile.

El mismo autor indica que estos eventos de lluvias intensas, provocaron crecidas y desbordes de los ríos Copiapó y Huasco, causando inundaciones en las calles y viviendas de las ciudades de Copiapó, Vallenar y Huasco. Existen también registros de cortes de caminos y de las líneas férreas ocurridas por activación de las quebradas y generación de flujos con alto contenido de carga sólida.

Se calcula que el período de retorno para lluvias de más de 30 mm en 24 horas es de 50 años. De acuerdo a la Figura N° 4, las lluvias intensas se presentaron con montos que sobrepasaron en algunos años el promedio anual de 12 mm en Chañaral y 27 mm en Caldera.

Así, se registran valores promedios anuales de 42 mm de lluvia y montos máximos de hasta 138,6 mm en 1997. La mitigación y la gestión del peligro en las áreas protegidas del sur de Atacama Las medidas de mitigación de peligros naturales corresponden a todas aquellas acciones que permitan minimizar las consecuencias negativas de un fenómeno natural; se pueden lograr disminuyendo la energía y el alcance de los peligros naturales, aumentando la resistencia de la infraestructura afectada y aminorando la exposición al peligro a través de una zonificación.

Tanto la disminución del poder de un peligro como el aumento de la resistencia constituyen medidas estructurales que implican obras de protección y control. En tanto, la disminución de la exposición al peligro corresponde a medidas no estructurales cuyas acciones están enfocadas a la limitación de los usos y actividades en el territorio.

Por tratarse de sitios naturales deshabitados y con escasa infraestructura, no se recomienda la implementación de medidas de tipo estructurales, pues estas son poco efectivas porque interfieren con los procesos naturales y alteran notoriamente el paisaje. Solo se recomienda este tipo de prevenciones en aquellos sitios donde exista infraestructura caminera y ductos.

Estructuras livianas como miradores, barandas, escalones y similares son adecuadas en los geositios con acantilados y barrancos, para proteger y guiar los recorridos de los visitantes, y son recomendables en los geositios de Chorrillos y La Higuera. Las medidas no estructurales para la mitigación del peligro corresponden a diversas acciones que limitan el uso y las actividades en el territorio.

Su implementación en áreas naturales destinadas a la protección son efectivas y adecuadas, pues preservan el lugar sin alteraciones; las propuestas de uso se efectúan a partir de un estudio previo en que se clasifica el territorio en unidades espaciales donde se permitan y/o restrinjan los usos y las actividades, según las aptitudes de las mismas para acoger dichos usos.

El mapa geomorfológico de detalle es la base para la zonificación enfocada a la mitigación de los peligros naturales. En el mapa de Chorrillos de la Figura N° 5 se expresan las formas actuales y heredadas, así como los lugares donde se producen los procesos geomorfológicos dinámicos actuales generadores de peligros. Fuente: Elaboración propia. En la parte costera, los acantilados marinos están en contacto directo con el oleaje que produce socavamiento de las bases y desplome de enormes bloques de rocas sobre las estrechas plataformas intermareales y las playas. Se recomienda restricción absoluta de actividades y tránsito de personas en la base de los acantilados marinos donde existen plataformas y playas angostas frecuentemente afectadas por el oleaje y las mareas.

Se permite solo el tránsito, restringiendo las actividades a la observación solo en aquellos acantilados cuya base es antecedida por una playa o plataforma de abrasión amplia como ocurre en la playa Aguada de Chorrillos. La densa red de drenes existentes en la superficie de la terraza marina, al interior del geositio, se concentra próxima a los acantilados costeros, formando estrechas y profundas quebradas que evidencian el poder erosivo de los flujos aluvionales cuando se producen lluvias intensas.

Se recomienda la restricción absoluta del tránsito y realización de cualquier tipo de actividad en el fondo de las quebradas profundas cercanas a la costa por peligro de flujos aluvionales, desplome y deslizamientos en sus vertientes. Se recomienda el tránsito exclusivo de personas y actividades de observación solo en los fondos amplios y planos de las quebradas del geositio, excepto cuando se pronostiquen episodios de lluvias, lo que deja de manifiesto la necesidad de información y alerta temprana.

En el borde de la terraza marina hay cornisas conformadas por estratos sedimentarios resistentes cuyas bases erosionadas de materiales blandos permiten su desplome y deslizamiento por las laderas. En estos sitios se recomienda restricción absoluta de actividades y tránsito de personas y vehículos. Se debe establecer un perímetro con estructuras livianas desde el borde de la terraza que impida el paso de vehículos y personas, además de información con señalización que advierta del peligro.

En los bordes de las terrazas sin cornisas se permite el tránsito y actividades de observación, exclusivo para personas por senderos demarcados. En estos sectores se recomienda crear senderos que conecten la superficie de las terrazas con el fondo amplio de las quebradas.

Consideraciones finales La determinación de los lugares susceptibles a la ocurrencia de peligros naturales, sus factores condicionantes y sus mecanismos de acción son posibles de determinar a partir de las evidencias suministradas por las formas, los depósitos sedimentarios y las condiciones estructurales del territorio.

En la costa sur del desierto marginal de Atacama hay numerosas evidencias de ocurrencias recientes y frecuentes de remociones en masa y flujos aluvionales en las áreas de protección y en los geositios de interés patrimonial existentes entre Flamenco y el río Copiapó.

  1. Respectivamente, estos fenómenos naturales peligrosos son desencadenados por sismos y por lluvias intensas asociadas a eventos El Niño.
  2. Comparativamente, las remociones en masa son el fenómeno de mayor peligro para los visitantes de las áreas de protección y los geositios, ya que por ser repentinos y rápidos no proporcionan el tiempo suficiente para trasladarse hacia zonas seguras, como ocurre con un tsunami o con los flujos aluvionales que pueden ser mitigados con obras de encauzamiento y alertas preventivas.
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La creación de nuevas áreas de protección y de interés patrimonial supone un incremento de las actividades y el número de visitantes en el territorio. Por ello, los procesos de planificación y planes de manejo de estas áreas deben considerar el estudio de los fenómenos naturales peligrosos orientados a mitigar sus efectos negativos en las personas, sus actividades y la infraestructura.

Debido al interés patrimonial que las áreas de protección y los geositios tienen para las geociencias, resulta fundamental que las medidas de mitigación de los peligros sean de carácter no estructural, de modo de no interferir con las formas y procesos naturales actuales. La zonificación y generación de cartografía a partir de criterios morfodinámicos es indispensable y de gran utilidad práctica para la planificación del uso en los geositios.

Los estudios de peligros y su localización también deben ser considerados en los territories contiguos a las áreas de protección y deben ser incorporados al plan regulador de uso del suelo urbano y rural y en las propuestas de zonificación del borde costero; así se podrán determinar territorios con tratamiento especial por peligros naturales particularmente en las áreas pobladas.

Agradecimientos Los autores agradecen al profesor Marcelo Lagos por su participación en terreno para la prospección de depósitos de tsunamis y por el valioso Informe (inédito) realizado a partir de la recopilación de registros históricos de tsunami efectuada por el geógrafo Sr. Miguel Jara a quien también reconocemos su apreciada colaboración.

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¿Cuáles son los principales riesgos socionaturales en la zona norte de Chile?

Proyecto de Observatorio de Riesgos Socionaturales reúne a distintos actores y fija proyecciones para su puesta en marcha Con el objetivo de definir de manera participativa las acciones y necesidades para el fortalecimiento estratégico del Proyecto, se realizó el Taller “Desarrollo, proyecciones y desafíos del Observatorio de Riesgos Socionaturales: una mirada intersectorial” en la Universidad de Chile.

El observatorio busca constituirse como una plataforma interinstitucional e interdisciplinaria para potenciar el conocimiento científico, técnico y tecnológico para la reducción del riesgo de desastres. La asociación alemana Bundnis Entwicklung Hilf entregó en noviembre del año pasado el Reporte Mundial de Riesgo por Desastres Naturales, ranking en el cual Chile ocupa el lugar número 28 y el segundo en Sudamérica donde solo es superado por Guyana.

La principal amenaza son los terremotos y a eso se suma que en los últimos años se han presentado incendios forestales de gran envergadura, aluviones y marejadas que posicionan a Chile como un país peligroso y vulnerable ante este tipo de desastres. En este contexto, toma mucha importancia el proyecto Observatorio de Riesgos Socionaturales (ORSON) propuesto por la Subsecretaria del Interior el año 2016 y que surge de la necesidad por crear un ente que permita mirar los desastres comprendiendo los diferentes componentes físicos y sociales del riesgo, así como las diferentes fases del ciclo que conlleva: caracterización, mitigación, prevención, preparación, emergencia y reconstrucción.

El objetivo es generar una plataforma interinstitucional e interdisciplinaria para fortalecer el conocimiento científico, técnico y tecnológico para la reducción de desastres y así potenciar el sistema de protección civil, promoviendo nuevas políticas públicas en la materia. Para esto se convocó a los distintos organismos técnicos que entregan información relativa a las amenazas: ONEMI, el Servicio Nacional de Geología y Minería (SERNAGEOMIN), el Servicio Hidrográfico y Oceanográfico de la Armada (SHOA), la Dirección Meteorológica de Chile, la Corporación Nacional Forestal (CONAF) y el Centro Sismológico de la Universidad de Chile.

El taller “Desarrollo, proyecciones y desafíos del Observatorio de Riesgos Socionaturales: una mirada intersectorial”, impulsado por ONEMI, la Subsecretaría del Interior y coordinado por la Vicerrectoría de Investigación y Desarrollo de la Universidad de Chile (VID), tiene por objetivo definir de manera participativa las acciones y necesidades para el fortalecimiento estratégico de ORSON, orientado al corto, mediano y largo plazo.

  • C ristobal Mena, subdirector nacional de ONEMI explica que “en los últimos tres años hemos empezado a sentar las bases de un trabajo que se coordina con varios actores del sistema nacional de prevención civil y la academia.
  • La idea es justamente empezar a definir qué es lo que viene a futuro, es un proyecto que tiene una visión hasta el 2026 y esperamos que en esta actividad podamos definir cuáles son las líneas de trabajo en el corto, mediano y largo plazo.

En particular queremos empezar a modelar otro tipo de escenarios y a la larga tener toda la data de organismos técnicos estandarizada”. “Lo que permite el proyecto del observatorio va a ser integrar datos que el día de mañana van a permitir tomar decisiones asociadas a diferentes variables de riesgo que actualmente se monitorean independiente por cada uno de los organismos técnicos del estado”, indica Pedro Berríos, jefe de la Oficina de Gestión de Emergencia de SERNAGEOMIN,

Estos datos ya se están recopilando y están disponibles para la toma de decisiones. Este observatorio busca crear un nuevo paradigma colaborativo que supere las barreras institucionales. La Universidad de Santiago (USACH) participa en la parte técnica del proyecto con el profesor Mauricio Marín a la cabeza, quien señala que el trabajo ya está dando frutos.

“Se creó una aplicación para incendios forestales y ahora la idea es involucrar a las otras amenazas. En el segundo año del proyecto teníamos como misión dejar un producto funcionando en producción y eso se logró”. El director académico de ORSON y neurobiólogo de la Facultad de Ciencias de la Universidad de Chile, Juan Carlos Letelier, afirma que “el futuro de este observatorio es muy importante para pensar qué es lo que queremos como institucionalidad de investigación y desarrollo sobre los desastres.

  • Lo que todos queremos es que la ONEMI tenga dentro de sí una fuerte institucionalidad de investigación y desarrollo in situ, para hacer investigación en el área de desastres y que sea bien potente”, concluye.
  • Se espera que el trabajo de este observatorio continúe por 7 años más.
  • Pablo Riveros, jefe de la Unidad de Redes Transdisciplinarias de la VID, manifiesta que desde el ámbito académico “hoy este proyecto ha sido un esfuerzo conjunto de la Universidad de Chile con la USACH, pero está abierto a convocar otros actores.

Es justamente rol de la VID y la Universidad como ente público convocar o a los organismos del Estado y otras universidades, ya que su misión se plasma en un actuar y un movimiento que permite la generación de productos que mejoren la política pública” : Proyecto de Observatorio de Riesgos Socionaturales reúne a distintos actores y fija proyecciones para su puesta en marcha
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¿Qué falla pasa por Antofagasta?

Segmentación, cinemática y cronología relativa de la deformación tardía de la Falla Salar del Carmen, Sistema de Fallas de Atacama, (23°40’S), norte de Chile –

Gabriel González Laboratorio de Tectónica Aplicada, Departamento de Ciencias Geológicas Facultad de Ingeniería y Ciencias Geológicas Universidad Católica del Norte Casilla 1280 Antofagasta, Chile [email protected]
Daniel Carrizo [email protected]

RESUMEN La Falla Salar del Carmen es una de las estructuras principales del Sistema de Fallas de Atacama, que se ubica al este de Antofagasta en el borde oriental de Sierra del Ancla. El evento de deformación más reciente a lo largo de esta falla dio origen a la formación de siete segmentos de falla de orientación submeridiana, cuya longitud promedio es de 8 km. Los segmentos muestran un escalonamiento lateral izquierdo, cuyos extremos están ligados por fallas de transferencia. La deformación formó escarpes de 0,2 a 9 m de altura en depósitos aluviales pliocénicos. Los escarpes más antiguos están caracterizados por un talud de detritos, en tanto que en los más jóvenes se conserva aún la cara libre. El proceso de formación de escarpes estuvo controlado por deslizamientos normales a lo largo de fallas subverticales. El estado de deformación está dado por un eje de extensión buzante 33° en la dirección N90E y una dirección de acortamiento buzante 56&° en la dirección N87W. La estimación de la edad mediante datación morfológica de escarpes, indica que las fallas no serían más antiguas que el Pleistoceno tardío ( < 400 Ka). Grietas con desplazamiento vertical centimétrico, formadas durante el terremoto de Antofagasta del 30 de Julio de 1995 (Mw=8,1), evidencian que este sistema experimenta reactivación cosísmica asociada a sismos de subducción. Los deslizamientos verticales > 1 m, medidos en los segmentos estudiados, son probablemente inducidos por sismos de subducción con Mw > 8,0. Palabras claves. Sistema de Fallas de Atacama, Segmentación estructural, Datación morfológica, Neotectónica de antearco, Deformación cosísmica, Andes centrales. ABSTRACT Segmentation, kinematics and relative chronology of the late deformation of Salar del Carmen Fault, Atacama Fault System (23°40’S), northern Chile, The Salar del Carmen Fault is the most important strand of the Atacama Fault System exposed along the eastern border of the Sierra del Ancla. The younger slip event along this fault forms seven consecutive 8 km long north-south striking fault segments that cut Pliocene alluvial fans. The segments show a left stepping geometry, whose terminal parts are linked by transfer faults. The scarps were formed by east-down-dip-parallel slip along subvertical fault planes. The strain state is characterized by a N90E trending and 33° plunging extensional axis a N87W trending and 56° plunging shortening axis. Ruptures along the fault form 0.2-9 m high fault scarps. Older scarps are dominated by debris slope whereas younger scarps are free face dominated. Scarp ages, estimated by morphologic dating, indicate that the scarps are not older than the Late Pleistocene ( < 400 Ka). Cracks with centimetric down-the-dip displacement were formed during the last subduction earthquake (Antofagasta, 30th de July 1995, Mw=8.1. This demonstrates that the Atacama Fault System experiences coseismic reactivation during large subduction earthquakes. Greater vertical slip documented along the Salar del Carmen Fault are interpreted to be triggered by subduction earthquakes with Mw > 8.0. Key words: Atacama Fault System, Structural segmentation, Morphological dating, Forearc neotectonic, Coseismic deformation; Central Andes INTRODUCCIÓN Un problema relevante en geología estructural es comprender de qué manera se produce el crecimiento de fallas normales en la corteza y cómo este crecimiento se relaciona con la sísmicidad. Existen dos mecanismos por medio de los cuales estas fallas crecen, uno es mediante la acumulación de sucesivos desplazamientos a lo largo de una traza única y el otro es por medio de la unión de varias trazas de pequeñas rupturas o segmentos de fallas ( Cartwright et al., 1995 ). En el primer mecanismo, la acumulación de desplazamientos sucesivos permite que la longitud de la falla se incremente desde el centro de su traza hacia los extremos. Debido a ello la altura del escarpe, a lo largo de la falla, adquiere la forma de un arco, donde el desplazamiento mayor se verifica en el punto medio de la traza ( Fig.1 ). En el segundo mecanismo, la falla incrementa su longitud por el crecimiento lateral y la unión de segmentos de fallas originalmente discretos. En un estado avanzado del proceso de crecimiento, es imposible diferenciar fallas que han crecido por este mecanismo de aquellas que se han propagado mediante el primero. No obstante, si la unión de segmentos no se encuentra muy avanzada perturbaciones en la geometría de arco del escarpe acusarán el segundo mecanismo ( Crone y Machette, 1984 ; Drawers y Anders, 1995 ).

FIG.1. Modelos de crecimiento de fallas, caso a) propagación radial de una falla que acumula desplazamiento a lo largo del tiempo, nótese que la altura del escarpe forma un arco elíptico cuya altura crece con el tiempo. Caso b) modelo de crecimiento de fallas por ligazón lateral de segmentos. En este caso se da que los segmentos comienzan como pequeños arcos elípticos los cuales se traslapan lateralmente con el aumento de la edad. En el estado más avanzado se observan perturbaciones en el arco elíptico del escarpe que acusa la presencia de los paleo-segmentos. Modificado de Cartwrigth et al, (1995),

Conocer la naturaleza del mecanismo de crecimiento es importante para determinar la energía sísmica necesaria para producir las rupturas en superficie. De este modo, una ruptura instantánea de decenas de kilómetros de longitud requiere mayor energía que la propagación de una falla por medio de la unión de varios segmentos formados en distintos momentos.

Esto, en último término es relevante para entender la actividad paleo-sísmica de una región en particular. EL PROBLEMA EN ESTUDIO El Sistema de Fallas de Atacama ( Arabasz, 1971 ) constituye uno de los rasgos estructurales más notables del norte de Chile ( Fig.2 ). Su distribución longitudinal subparalela al borde continental puede ser seguida por más de 1.000 km desde las inmediaciones de Iquique (21°S) hasta la Serena (30°S) por el sur.

La edad cretácica inferior del Sistema de Fallas de Atacama (SFA) ha sido estimada mediante la datación de milonitas expuestas a lo largo de algunas trazas principales de este sistema de fallas ( Hervé, 1987a ; Scheuber y Andriessen, 1990 ). Reactivaciones de esta falla, durante el Cenozoico ( Hervé, 1987b ) han producido notables escarpes de falla que destacan, entre el río Loa y Paposo, a lo largo del borde oriental de la Cordillera de la Costa.

  1. En esta parte, la traza principal del SFA forma un escalón morfológico de 300 a 400 m de altura cuyo borde oriental es un amplio piedemonte conformado por abanicos aluviales coalescentes.
  2. En las inmediaciones del Salar del Carmen, a la latitud de Antofagasta, los abanicos aluviales más antiguos de este piedemonte, están cortados y desplazados verticalmente por el SFA.

El desplazamiento se encuentra marcado por un escarpe que alcanza una longitud total de ca,45 km. En este sector, la traza principal del SFA se denomina Falla Salar del Carmen ( Arabasz 1971 ; Naranjo, 1987 ).

FIG.2. Mapa estructural general del Sistema de Fallas de Atacama en el norte de Chile (modificado de Arabasz, 1971 ; Naranjo, 1987 ). En el costado izquierdo, se muestra la posición de la Fosa Chileno-Peruana, la velocidad de convergencia fue tomada de Minster y Jordan (1978), El rectángulo indica la ubicación del área de estudio. Las áreas sombreadas representan depresiones estructurales.

Varios autores han estudiado el problema del origen de la deformación más reciente de la Falla Salar del Carmen ( Naranjo, 1987 ; Armijo y Thiele, 1990 ; Delouis et al.1998 ). Naranjo (1987), sugirió que el escarpe de la Falla Salar del Carmen no es de origen tectónico sino que debe su origen a la circulación de agua subterránea.

  1. Armijo y Thiele (1990), explicaron la ruptura superficial como resultado de un movimiento transcurrente sinistral.
  2. En tanto que Delouis et al.
  3. 1998), sobre la base del estudio de formas de relieve, demostraron que el escarpe de la Falla Salar del Carmen fue formado por el desplazamiento de una falla normal.

Ninguna de estas contribuciones ha abordado en detalle el problema de la segmentación de esta estructura y el modo de crecimiento de la falla. Tampoco se tiene certeza si el escarpe fue formado en eventos múltiples de desplazamiento o si resultó de un solo evento de ruptura.

  1. Debido a la falta de estudios, la edad de las rupturas de la FSC no ha podido aún ser precisada.
  2. Sin embargo el hecho que algunas partes del escarpe estén dominadas por la cara libre indica que los procesos de degradación son extremada mente lentos o bien que la ruptura es bastante joven, cuya edad puede ser medible en algunas decenas o centenas de miles años.

Los antecedentes sismológicos de la Cordillera de la Costa han evidenciado que la FSC no presenta actividad sísmica somera ( Arabasz, 1971 y Delouis et al., 1996 ). Esto introduce la idea que la FSC se encuentra sísmicamente inactiva. De este modo surge la paradoja que rupturas superficiales, de aspecto reciente, no muestran actividad sísmica asociada.

Esta paradoja conduce a las siguientes preguntas: ¿está el supuesto carácter joven de esta estructura fuertemente acentuado por la extrema aridez del Desierto de Atacama?; ¿Cuál es el mecanismo mediante el cual la FSC ha acumulado desplazamiento en el Neógeno más tardío?; ¿Cuál es el rol de la segmentación en la propagación de esta estructura? Para intentar responder estas preguntas, el presente trabajo se enfoca en los siguientes aspectos: caracterización de la naturaleza y origen de la segmentación de la FSC, determinación del carácter cinemático de las estructuras y estimación de la edad de las rupturas METODOLOGÍAS La segmentación de la FSC fue determinada mediante el mapeo en terreno sobre fotografías aéreas de escala 1:15.000.

La determinación de la cinemática se realizó mediante un mapeo de secciones verticales de marcadores litológicos desplazados por la falla, expuestos en dos canteras para extracción de áridos. También se registró la actitud de estrías de fallas. La edad de los desplazamientos fue estimada en forma relativa sobre la base de dataciones radiométricas K-Ar.

  • Estas se realizaron en concentrados de biotita, provenientes de horizontes de ceniza volcánica intercalados en los depósitos aluviales desplazados por la fallas.
  • La edad de los escarpes fue acotada mediante la aplicación del método de datación morfológica ba sado en el modelo de degradación de escarpes ( Bucknam y Anderson, 1979 ; Nash, 1980 ; Colman y Watson 1983 ).

Para ello fue necesario levantar perfiles geodésicos, con estación total, que permitieran obtener los parámetros geométricos necesarios para la estimación de la edad de los escarpes. Por medio de los perfiles geodésicos se midió también la inclinación de la superficie original desplazada por la falla.

  • La medición de la inclinación de la superficie original permite por una parte detectar si los bloques comprometidos por la falla experimentaron basculamiento y por otra determinar la magnitud aproximada del rechazo vertical acumulado.
  • MARCO GEOLÓGICO La Cordillera de la Costa en las inmediaciones de Antofagasta está formada principalmente por rocas estratificadas e intrusivas del Jurásico Infe rior hasta el Cretácico Inferior ( Ferraris y Di Biase, 1978 ).

Las unidades estratificadas consisten en rocas volcánicas andesíticas de la Formación La Negra de edad jurásica ( García, 1967 ); rocas sedimentarias continentales de la Formación Caleta Coloso del Titoniano-Neocomiano ( Brüggen, 1950 ), y rocas calcáreas marinas, de la Formación El Way del Hauteriviano-Barremiano.

  1. Afloran también rocas intrusivas pertenecientes al Batolito Costero de edad jurasico-cretácica inferior, emplazadas en las rocas volcánicas de la Formación La Negra ( Ferraris y Di Biase, 1978 ).
  2. Todas estas rocas forman el substrato rocoso de las unidades estratificadas cenozoicas las cuales se exponen principalmente en la forma de un extenso piedemonte localizado en la vertiente oriental de la Cordillera de la Costa de Antofagasta (Sierra del Ancla).

Este piedemonte, denominado en esta contribución Piedemonte Oriental, se encuentra conformado por depósitos aluviales antiguos, depósitos aluviales modernos, depósitos salinos holocénicos del Salar del Carmen y depósitos eólicos. Los depósitos aluviales antiguos consisten en brechas y arenas de color pardo claro a pardo rojizo con intercalaciones de uno o dos horizontes de ceniza volcánica blanca.

Estos depósitos se disponen bien estratificados, mal seleccionados y localmente cementados por sales en su parte superior. El espesor mínimo de esos depósitos es del orden de 20 m. Dataciones radiométricas K-Ar en concentrados de biotita, provenientes de los horizontes de ceniza blanca, han dado edades comprendidas entre los 5,2 y 2, 9 Ma ( Tabla 1 ) sugiriendo una edad máxima pliocena para ellos.

Estos depósitos forman abanicos aluviales inactivos cuyos canales de alimentación están encajonados en el frente de montaña de la Cordillera de la Costa de Antofagasta. Estos abanicos se encuentran cortados y desplazados por la Falla Salar del Carmen formando el escarpe que se estudia en este trabajo. Los depósitos aluviales modernos están formados por brechas conglomerádicas y arenas medias de color pardo claro. Estos depósitos forman abanicos aluviales activos cuyos canales de alimentación se ubican inmediatamente detrás del escarpe de la Falla Salar del Carmen, encajonados en la parte alzada de los abanicos aluviales antiguos.

Esta disposición encajonada de los abanicos aluviales modernos, respecto de los abanicos aluviales antiguos, evidencia una migración del frente de montaña hacia el este. Esto es un efecto de los desplazamientos verticales tardíos ocurridos a lo largo de la Falla Salar del Carmen. Debido a que los depósitos aluviales modernos cubren los depósitos aluviales antiguos y sus canales de alimentación degradan actualmente el escarpe de la Falla Salar del Carmen su edad máxima se estima como post-pliocena.

Considerando que ellos se encuentran activos, es muy probable que su deposición haya comenzado en el Pleistoceno Tardío. EL SFA EN EL ÁREA DEL SALAR DEL CARMEN En el área del Salar del Carmen el SFA se expresa según dos fallas de orientación N20E que limitan el Piedemonte Oriental.

FIG.3. Mapa estructural del área de estudio. Las letras en círculo detallan la ubicación de los segmentos.

LA FALLA DEL SALAR DEL CARMEN La FSC se manifiesta según una ruptura de 45 km de largo que desplaza la superficie de los depósitos aluviales antiguos, formando un escarpe que alcanza una altura máxima de 9 m ( Fig.7 ). Al norte de la quebrada Caracoles, la superficie de falla expuesta en dos canteras de ripios excavadas en la misma falla, tiene un rumbo N20E, y un manteo de 75°E a 90°E.

En su extremo sur, la falla tiene una orientación variable entre N5W y N5E y un manteo de 75°E a 90°. En dos perfiles levantados en forma transversal a la falla se detectó una diferencia mayor que 5° entre las superficies definidas sobre el bloque colgante y el bloque yacente. En ambos casos se observa que el bloque colgante está basculado ca.5 hacia la falla en relación al bloque yacente.

Esta observación coincide con el hecho que la estratificación de los depósitos aluviales antiguos en las proximidades de la falla forma una estructura tipo anticlinal de ‘roll-over’ (Fig.4 ). La ocurrencia local de este tipo de estructura sugiere que el manteo de la FSC, en algunos sectores, disminuye con la profundidad.

FIG.4. Estructura tipo anticlinal ‘roll-over’ desarrollada en la Falla Salar del Carmen. Vista hacia el NW. Las capas marcadores están dadas por la estratificación de los depósitos aluviales antiguos.

Las estrías medidas a lo largo de la FSC, tanto en el plano principal como en fallas secundarias sintéticas y antitéticas respecto de este plano, tienen un ángulo de barrido subparalelo a la dirección de manteo ( Tabla 2 ). Esto junto con el sentido de movimiento relativo dado por marcadores estratigráficos, tales como horizontes de ceniza blanca intercalados en los depósitos aluviales pliocénicos, indica en la mayoría de los casos, que los escarpes fueron formados por fallas normales de alto ángulo ( Fig.5 ). En el extremo norte de la FSC, donde ésta tiene un rumbo N20E, Armijo y Thiele (1990), hicieron la observación que dos abanicos aluviales antiguos se presentan desplazados en sentido sinistral. La geometría en planta, que documentaron estos autores, consiste en dos abanicos aluviales antiguos que están parcialmente cubiertos en su parte sur por dos abanicos aluviales modernos.

En la interpretación de Armijo y Thiele (1990), los abanicos aluviales antiguos fueron cortados por la falla y desplazado en sentido sinistral (hacia el norte en el bloque este). Con posterioridad a este desplazamiento, los sedimentos de los abanicos más jóvenes escurrieron aguas abajo, a partir de la traza de falla, cubriendo parcialmente la parte sur de los abanicos aluviales antiguos, ubicados en el bloque este.

Delouis et al. (1998) interpretaron esta observación no como resultado de un desplazamiento lateral, sino como un efecto del gradiente topográfico general de esta parte del Piedemonte Oriental, el cual se inclina hacia el sureste. En esta interpretación el desplazamiento vertical, originó un nuevo frente de montaña, el escarpe de falla, a partir del cual derivaron los abanicos aluviales modernos.

  • El gradiente topográfico dirigido hacia el sureste obligó a que estos abanicos aluviales drenaran en ese mismo sentido.
  • Mediante este proceso, los abanicos modernos cubrieron parcialmente el borde sur de los dos abanicos aluviales antiguos generando una geometría similar a la de abanicos desplazados sinistralmente.

Debe notarse que a lo largo de la Falla Salar del Carmen estos dos abanicos son los únicos casos donde se da esta geometría de aparente movimiento sinistral. Todos los otros abanicos aluviales antiguos muestran claramente movimientos verticales dominantes.

FIG.5. Esquemas de exposición de la FSC en secciones verticales de las Canteras Norte y Sur. a) Mapa de ubicación general de la FSC y de las canteras. b) y c) mapa de ubicación de Cantera Norte y Cantera Sur respectivamente, mostrando la geometría de las estructuras. d) Esquema general que muestra la disposición de la estructuras en la FSC en la Cantera Norte, notar el detalle la ocurrencia de fallas normales verticales y subverticales desplazando capas ceniza volcánica intercalada en los depósitos aluviales pliocénicos. e) esquema de fallas con separación inversa desplazando cenizas retrabajadas, nótese como las estructuras convergen en profundidad a una falla subvertical ciega, ubicada al oeste. Sobre la terminación de las fallas se desarrolla un pliegue anticlinal del tipo extensional forzado.

Con posterioridad a las observaciones realizadas por Armijo y Thiele (1990), a lo largo de esta parte de la FSC, fueron excavadas dos canteras de extracción de ripio de 12 m de profundidad, denominadas en este trabajo como Cantera Norte y Cantera Sur ( Fig.5 ).

En la Cantera Norte el plano de falla principal presenta estrías con un ángulo de barrido cercano a la dirección de manteo, lo cual evidencia que los últimos desplazamientos a lo largo de la FSC que afectan a los depósitos aluviales antiguos, estuvieron dominados por un movimiento vertical-normal. En la pared oriental de la Cantera Norte, a ca,20 m al este del escarpe de la FSC, se observan dos fallas con separación vertical orientadas en forma subparalela al escarpe.

La separación vertical es evidenciada por un horizonte de ceniza blanca intercalado en los depósitos aluviales antiguos. El sentido de movimientos es sintético respecto de aquel dado por la falla principal. En la Cantera Sur se observan algunas fallas con separación inversa de rumbo N15E-20E que convergen hacia una falla subvertical de rumbo N15E.

  • El manteo de las fallas con separación inversa varía entre 65 y 70°W y su sentido de movimiento marca el ascenso relativo del bloque occidental ( Fig.5 ).
  • Los rechazos verticales medidos en estas fallas varían entre 0,5 y 1,5 m.
  • El hecho que estas fallas no muestren relaciones de corte con la falla subvertical, sino que convergen hacia ella, sugiere que están cinemáticamente conectadas.
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Las capas de los depósitos aluviales ubicadas sobre las fallas inversas forman un anticlinal abierto cuyo limbo oriental mantea 18° hacia el este ( Fig.5 ). En la zona de charnela de este pliegue la falla subvertical es ciega. Esta geometría es similar a la descrita por Allmendinger (1998) quien demostró que fallas inversas y pliegues extensionales forzados pueden ser el resultado de deformación inducida por cizalle triangular debido a la propagación hacia arriba del punto de término de fallas normales.

Withjack et al, (1990) demostró con modelos de arcilla similar relación cinemática. En consideración a la interpretación de movimiento transcurrente efectuada por Armijo y Thiele (1990 ), los antecedentes aportados en el presente trabajo indican consistentemente que los desplazamientos más jóvenes observados a lo largo de la FSC son de tipo vertical-normal.

FALLA SIERRA DEL ANCLA La Falla Sierra del Ancla (FSA) forma un escalón morfológico del orden de 300 m de altura que limita la sierra homónima con el Piedemonte Oriental. La expresión de su actividad más reciente está dada por un escarpe de altura variable entre 0,5 a 2,5 m que afecta los depósitos aluviales antiguos.

  • El escarpe exhibe una cara orientada hacia el este.
  • Su traza tiene un rumbo de orientación N20E y una longitud de 26 km.
  • Con el objeto de determinar la actitud del plano de falla se excavaron pequeñas trincheras transversales a lo largo de esta estructura.
  • De este modo se pudo demostrar que la FSA tiene un plano cuyo rumbo varía N5 y N20E y que tiene un plano que mantea 65 a 88°E.

Las estrías de falla documentadas en este plano tienen un ángulo de barrido que varía entre 72 y 88°N. Esta actitud de las estrías, junto con el sentido de movimiento inferido de la morfología del escarpe, indica que el movimiento a lo largo de esta falla es de tipo normal, con una leve componente sinistral.

La altura del escarpe formado en los depósitos aluviales antiguos, no mayor a 2,5 m, sugiere que los rechazos verticales asociados a la formación de este escarpe son de ese orden de magnitud. DETERMINACIÓN DE LOS EJES DE FORMACIÓN La determinación de los ejes de deformación instantánea se realizó por medio del método de los diedros P-T de Marrett y Allmendinger (1990),

Este método se basa en la determinación de la posición de los ejes de extensión (T) y acortamiento (P) incrementales asociados a una falla individual, o una población de fallas. Esto se hace utilizando la orientación del plano y de la estría de falla, y el sentido de movimiento.

La estría de falla y el vector normal al plano de falla definen el ‘plano de movimiento’, en el cual se encuentran contenidos los ejes P y T, cada uno orientado a 45° del plano de falla ( Fig.6 ). En el caso de un grupo de fallas, las posiciones obtenidas para los ejes P y T de cada falla, se les aplica la estadística de distribución de Bingham ( Marret y Allmendinger, 1990 ).

Este procedimiento considera los P y T como elementos direccionales relacionados, ubicados a 90°entre sí. Mediante la distribución de Bingman se calculan los vectores estadísticamente representativos de los ejes P y T calculados para cada falla. Obteniendo, de esta manera, las direcciones máximas de los ejes de acortamiento y extensión representativos para la población de fallas.

FIG.6. Geometría de la cinemática de desplazamiento de una falla en proyección equiareal en el hemisferio inferior (modificado de Marrett y Allmendinger, 1990 ).

El resultado de la aplicación de este método a la FSC y a las fallas espacialmente asociadas a ella, muestra que el eje de acortamiento máximo (P), buza 56° en dirección N87W; en tanto que el eje de extensión máxima (T), buza 33° en la dirección N90E ( Tabla 2 y Fig.3 ).

  • Para la FSA, se tiene que el eje de acortamiento máximo buza 59° en dirección N62W, y el eje de extensión máxima, es moderadamente inclinado, buzante 29° en la dirección S84E.
  • Las orientaciones de los ejes P y T en ambas fallas indican que los escarpes fueron formados por desplazamientos a lo largo de una falla subvertical.

El hecho que los ejes P y T no sean exclusivamente verticales ni horizontales respectivamente se debe al alto ángulo de manteo de las fallas, 80° para la Falla Salar del Carmen y 75° para la Falla Sierra del Ancla. SEGMENTACIÓN DE LA FSC El término ‘segmento de falla’ ha sido definido por Crone y Haller (1991), para describir una porción superficial de una falla que ha liberado la mayor cantidad de energía sísmica durante un evento sísmico.

Los siguientes dos criterios propuestos por estos autores permitieron identificar siete segmentos en la FSC: 1.0000 Escalonamientos mayores en la traza de la falla o interrupciones significativas en la continuidad de los escarpes de falla; 2.0000 Ubicuos y persistentes cambios en la altura del escarpe a lo largo del rumbo de la falla.

A lo largo de la Falla Salar del Carmen se distinguieron siete segmentos consolidados; entendiendo por segmentos consolidados, una ruptura superficial marcada por un escarpe que ha sido formado por la unión de varios segmentos más pequeños, denominados en este trabajo subsegmentos.

  • De norte a sur, los segmentos identificados son: a,
  • Segmento Mantos Blancos b,
  • Segmento Mantos de Varas c,
  • Segmento Los Morros d.
  • Segmento Caracoles e,
  • Segmento Portezuelo f.
  • Segmento Estación O’Higgins g.
  • Segmento La Negra En los siete segmentos la altura de los escarpes disminuye progresivamente hacia la zona de traslapo ( Fig.7 ).

Solamente en algunos pocos ejemplos se identificaron puntos de término de la falla en la zona de terminación del segmento ( Fig.3 ). A excepción de las quebradas Caracoles y La Negra, la posición donde disminuye la altura de los escarpes no coincide con la ocurrencia de drenajes mayores, por lo tanto se puede afirmar que las disminuciones en la altura del escarpe no se deben a efectos de erosión, sino que son producto de variaciones en la magnitud del rechazo vertical acumulado.

FIG.7. Diagrama de altura de escarpe versus distancia a lo largo del rumbo de la Falla Salar del Carmen. Las zonas más deprimidas no representan canales de erosión sino que se interpretan como límites de segmentos; SMB= Segmento Mantos Blancos; SMV= Segmento Mantos de Varas; SLM= Segmento Los Morros; SC= Segmento Caracoles; SP= Segmento Portezuelo; SEO= Segmento Estación O’Higgins; SLN= Segmento La Negra. La línea delgada y segmentada representa la localización de los subsegmentos.

La longitud de los segmentos varía entre 4,5 y 12 km y los subsegmentos individuales varían en longitud entre 0,9 y 5,4 km, con desplazamientos verticales acumulados que varían entre 0,3 y 9 m. La mayoría de los segmentos de la FSC se disponen en un arreglo escalonado de mano izquierda, cuyos extremos se traslapan formando una geometría tipo rampa de relevo en el sentido dado por Ferril et al,

  • 1999) y Walsh et al. (1999),
  • En la zona de relevo, el bloque yacente y el bloque colgante se encuentran conectados por fallas de transferencia cuyos rumbos NW-SE son oblicuos al rumbo de los segmentos principales ( Figs.3 y 8 ).
  • Las fallas de transferencia forman escarpes decimétricos a métricos, cuyas caras se orientan hacia el noreste.

En la zona de aproximación de los segmentos destacan varias fallas de trazas cortas con geometrías colaterales divergentes, en el sentido de Morley et al. (1990),

FIG.8. Zona de transferencia entre el Segmento Caracoles y el Segmento Portezuelo. ZT= zona de transferencia; TP= Tip point; SEO= Segmento Estación O´higgins; SP= Segmento Portezuelo.

En los siete segmentos la superficie del escarpe se expone preferencialmente hacia el este marcando el descenso relativo del bloque oriental. MAGNITUD DE LOS DESPLAZAMIENTOS La magnitud de los desplazamientos fue medido como la distancia perpendicular entre las superficies tangentes al piedemonte, tanto en el bloque colgante como yacente ( Tabla 3 ).

Para ello se levantaron 21 perfiles con estación total, que entrega una precisión de ±10 cm para esta medida. La medición obtenida mediante este método fue comparada con la magnitud del desplazamiento obtenida mediante marcadores estratigráficos desplazados por las fallas. Por ejemplo, en la Cantera Norte, ubicada en la zona de transferencia entre el Segmento Caracoles y el Segmento Portezuelo, se observa una separación normal de 5 m, marcado por un horizonte de ceniza volcánica ( Fig.5 ).

Esta magnitud de la separación vertical es consistente con la magnitud del desplazamiento vertical de 5,2 m medida como la distancia perpendicular entre las superficies tangentes al piedemonte ( Tabla 3 ). Debido a que la mayoría de las estrías medidas a lo largo de la FSC tienen ángulos de barrido de entre 72 y 88°, las separaciones medidas verticales pueden considerarse como rechazos netos de tipo normal. Esto permite inferir que la altura medida del modo explicado anteriormente representa, en forma aproximada, los desplazamientos reales acumulados a lo largo de cada uno de los segmentos.

Los valores de desplazamiento vertical, medidos de esta forma, varían entre 2,1 y 9 m ( Tabla 3, Fig.7 ). Escarpes secundarios formados en las inmediaciones del escarpe principal tienen alturas que varían entre 0,3 a 2 m. El deslizamiento vertical acumulado máximo es de 15 m. Este se obtiene de la suma de los desplazamientos individuales de cada segmento yuxtapuesto.

A lo largo del Segmento O’Higgins se observan varios drenajes colgados en el escarpe principal que no seccionan completamente la cara del escarpe. En estos mismos lugares, el talud de detritos está cortado por la falla principal observándose un salto vertical del orden de 0,6 m.

Está relación de campo evidencia que los drenajes fueron colgados tectónicamente por un segundo evento de desplazamiento que experimentó la FSC en estos segmentos. ORFOLOGÍA DE LOS ESCAPES En general, la morfología de los escarpes de falla está caracterizada por tres partes que son: la cara libre, el talud de detritos y el talud de flujo acuoso ( Fig.9 ).

La cara libre es la parte del escarpe que representa el escalón principal, el cual en el instante de la ruptura coincide con el plano de falla ( Wallace, 1977 ). Esta cara rápidamente se degrada y retrocede por efecto de la gravedad, generando el talud de detritos.

  • El talud de flujo acuoso está formado por material que es depositado por la acción aluvial que actúa sobre la cara libre y el talud de detritos, en consecuencia este talud se localiza en la parte más baja y distal del escarpe.
  • De acuerdo a la clasificación morfológica de escarpes de fallas normales propuesta por Stewart y Hancock (1990), existen tres tipos de escarpes: escarpes de piedemonte, escarpes múltiples y escarpes compuestos.

Los escarpes de piedemonte corresponden a un único escarpe, generado en un solo evento deformativo; los escarpes múltiples corresponden a un grupo de escarpes originados por fallas subparalelas; los escarpes compuestos son aquellos que registran más de un evento de desplazamiento separado en el tiempo.

En los términos de Stewart y Hancock (1990), los escarpes de la FSC consisten en escarpes de piedemonte, múltiples y compuestos. Estos tres están dominados por el talud de detritos, con caras libres retrocedidas ( Fig.10a ). En los siete segmentos, se observa que el talud de detritos domina en un 80 % a un 75 % la longitud total de la sección del escarpe.

En la cantera norte, del Segmento Caracoles se observa que la cara libre no coincide con la traza de la FSC, sino que ha retrocedido 1,5 a 2,5 m respecto del plano de falla principal. Este antecedente manifiesta que el escarpe en este segmento es un relieve dominado por el proceso de degradación del mismo.

a FIG.10. a- Escarpe de falla dominado por el talud de detritos, en el Segmento Caracoles, vista hacia el oeste; b- Escarpe de falla híbrida dominado por la cara libre, vista hacia el NNW. La altura del escarpe en la parte central es de 1 m; c- Grietas formadas durante el sismo de Antofagasta (julio de 1995, Mw=8,1). Vista hacia el NNW, nótese en el último plano de la fotografía, el lindero de alambre que limita la propiedad. Este lindero fue sacado de su base por la propagación de las fracturas.
b
c

En el Segmento Caracoles se observan caras libres bien desarrolladas, de cornisas subverticales, cuya buena conservación se debe a la existencia de una costra de sulfato en los sedimentos aluviales antiguos. El talud de detritos es más estrecho y de pendiente más pronunciada que en el Segmento los Morros.

  • En la parte sur de este segmento el escarpe está dominado por la cara libre.
  • En el extremo sur del área ( Fig.3 ) existe una falla de 6 km de largo, denominada en este trabajo, Falla Alto Norte.
  • A lo largo de esta falla la cara libre domina la totalidad de la ruptura.
  • Debido a que no hay evidencias de formación de pendiente de detritos al pie de este escarpe, esta falla parece corresponder a la ruptura más joven detectada a lo largo del dominio de la FSC ( Fig.10b ).

En la Cantera Sur del Segmento Caracoles, a lo largo de una zona de traslape sintética entre este segmento y el Segmento Portezuelo se observa que el talud de detritos se encuentra cortado y desplazado 1 m por la falla de traslape. Hacia la parte superior del talud este salto está sellado por sedimentos más jóvenes.

  • La ocurrencia de deformación en el talud de detritos es una evidencia directa de reactivación de la FSC con posterioridad a la formación del escarpe principal.
  • FRACTURAS RELLENAS Y GRIETAS A lo largo de la FSC y de la FSA ocurren algunas fracturas rellenas y grietas que afectan a los depósitos aluviales antiguos y modernos.Las fracturas rellenas se observan en secciones subverticales de los depósitos aluviales antiguos y consisten en fracturas planares subverticales de rumbo variable N60E a N40E, que penetran hasta 2 m de profundidad.

Los rellenos están formados por láminas de arena fina cementada por sales, que se disponen en forma paralela a la pared de la fractura. El ancho del relleno de estas fracturas varía desde 15 cm a 100 cm; en sección este ancho disminuye con la profundidad.

  • Se pueden distinguir en una misma sección al menos tres generaciones de fracturas rellenas, selladas por capítulos de sedimentación.
  • Las grietas consisten en fracturas abiertas, cuyo ancho varía desde 5 cm a 100 cm.
  • En aquellos casos que estas grietas presentan desplazamiento vertical asociado forman fallas híbridas, cuyos saltos verticales son de hasta 1,5 m.

Las grietas se concentran en tres lugares en las inmediaciones de la FSC y FSA ( Fig.3 ). El primer lugar se ubica en el extremo norte de la FSA, en la zona de convergencia entre esta falla y la FSC. En este lugar las grietas tienen rumbos que varían entre norte-sur a N17E, con un largo entre 2 y 15 m.

Otro sector, es la parte sur del Segmento Portezuelo, donde las grietas tienen un rumbo N15-20E, coincidente con el rumbo de la traza de la FSC. Su longitud varía entre 25 y 50 m, en tanto que la zona abierta alcanza hasta 30 cm de ancho. La separación vertical a ambos lados de las grietas alcanza hasta 15 cm, observándose el descenso relativo del bloque occidental.

Según comunicación oral de los trabajadores de la empresa INCOMIN a uno de los autores de este trabajo (DC), estas grietas se formaron durante el sismo de Antofagasta del 30 de julio de 1995 (Mw=8,1 Ruegg et al,, 1996). Al momento del sismo, las fracturas se propagaron como grietas que alcanzaron una longitud máxima de 50 m ( Fig.10c ).

  1. Durante la formación de las grietas el lindero de alambre que limita la propiedad fue removido de su posición original por la propagación de las mismas.
  2. El tercer lugar de concentración de grietas abiertas se ubica en la terminación sur del FSC.
  3. Allí se observa una grieta de 6 km de largo que se ubica al oeste del extremo sur del Segmento La Negra (Falla Alto Norte, Fig.2 ).

Esta grieta tiene una orientación que varía entre N20E y N30W, alcanza un ancho máximo de hasta 1,5 m y presenta un salto vertical asociado de 0,5 a 1 m. El salto vertical asociado a esta grieta permite clasificarla como una falla híbrida subvertical con descenso relativo del bloque oriental.

  1. También se documentaron pequeñas fallas híbridas en los lechos de los canales fluviales principales que cortan el escarpe principal en los segmentos O’Higgins, Los Morros, Mantos de Varas.
  2. Los rumbos de estas fallas se orientan en forma paralela a la traza de la FSC.
  3. Por lo general, estas fallas tienen un salto vertical asociado de hasta 15 cm de altura que produce el descenso relativo del bloque oriental de las fracturas.

Muchas de estas fallas fueron reconocidas y mapeadas con posterioridad al sismo de Antofagasta de Julio de 1995, en tanto que otras eran preexistentes a este sismo ( Armijo y Thiele, 1990 ). EDAD DE LOS ESCARPES Tres dataciones radiométricas K-Ar en concentrados de biotita provenientes de niveles de ceniza volcánica, intercalados en los depósitos aluviales antiguos, afectados por la deformación, entregaron edades que varían entre 2,9 ± 0,5 Ma y 5,2 ± 0,5 Ma ( Tabla 1 ).

Estas edades permiten establecer una edad máxima pliocena para la formación de los escarpes. Con el objeto de precisar la edad de los escarpes se aplicó el método de datación morfológica. EL MÉTODO DE DATACIÓN MORFOLÓGICA La degradación de un escarpe comienza a partir del momento de su formación y como consecuencia, al pie del escarpe se forma un talud de detritos cuyo desarrollo suaviza el perfil del escarpe a través del tiempo.

Durante el proceso de degradación se produce también el retroceso de la cara libre del escarpe. La degradación puede ser modelada matemáticamente mediante un método basado en la ecuación de difusión de masa a lo largo del perfil del escarpe (ecuación 1).

Con este método es posible estimar la edad de formación de escarpes de fallas normales formados en sedimentos aluviales, bajo condiciones climáticas relativamente constantes ( Nash, 1980 ; Colman y Watson, 1983 ). La ecuación de difusión (ecuación 1) se basa en los parámetros geométricos del perfil del escarpe.

Estos parámetros son el desplazamiento vertical (d), el ángulo de inclinación de la cara del escarpe (q) y el ángulo de inclinación del terreno o superficie desplazada (a) ( Fig.11 ). A partir de estos parámetros se obtiene el valor de kt. Colman y Watson (1983)

kt = (d 2 /4 p )(1/(tg q -tg a )) (1)

La edad del escarpe (t) es sensible a la constante de difusión (k), la cual representa la transferencia de masa en el escarpe, cuya magnitud depende de las características físicas del material, las condiciones climáticas y la tasa de erosión, bajo las cuales se desarrolla la degradación.

FIG.11. Perfil esquemático ideal con los parámetros geométricos usados en la datación morfológica; ( d ) desplazamiento vertical; ( q ) ángulo de inclinación del talud; ( a ) ángulo de inclinación de la superficie original.

De acuerdo Keller y Pinter (1998), la aplicación de la ecuación de difusión para datar escarpes de falla requiere algunos requisitos básicos: a) El mecanismo de movilización de material del talud debe ser del tipo transporte limitado. Es decir el material degradado mecánicamente permanece en su mayor parte en el perfil del escarpe y no es removido de él, conformando un sistema cerrado.

  1. B) El escarpe debe ser el producto instantáneo de un solo evento y no debe presentar más de una discontinuidad o salto en su perfil. c).
  2. El material sedimentario en que se forma el escarpe debe ser más o menos no cohesivo.
  3. Según McCalpin (1996) en el caso de escarpes múltiples, la datación morfológica sobreestima la edad real del escarpe, entregando una edad más antigua.

Este método ha sido aplicado exitosamente en escarpes de fallas normales, escarpes fluviales y escarpes de terrazas marinas de diferentes partes de la Tierra, obteniéndose edades que varían entre 4 y 370 ka ( Hanks, 2000 ). APLICACIÓN DEL MÉTODO Y RESULTADOS La aplicación del método de datación morfológica a los escarpes de la Falla Salar del Carmen tiene dos restricciones principales.

  1. La primera es la inexistencia de una constante de difusión local, que no permite obtener edades precisas de los escarpes.
  2. La segunda, proviene del hecho de considerar esta constante como una componente continua en el tiempo.
  3. Es por esto que las edades de los escarpes obtenidas en este trabajo representan una aproximación geomorfológica y deben ser consideradas como una estimación cronológica de segundo orden.

Debido a la ausencia de una constante de difusión local se utilizaron tres constantes conocidas, calculadas en sedimentos similares a los estudiados en este trabajo. Las constantes escogidas fueron: k 1 = 0,46 (m 2 /ka) de escarpes de fallas normales del Basin and Range en EEUU ( Keller y Pinter, 1998 ); k 2 = 0,1 (m 2 /ka), proveniente de terrazas fluviales de Negev en Israel ( Begin, 1992 ), y por último, se consideró una constante k 3 igual a k 1 /10.

  • La relación k 1 /10 proviene de la relación de 1/10 entre las tasas de erosión para climas áridos y semiáridos ( Keller y Pinter, 1998 ).
  • Las dos primeras constantes fueron escogidas debido a que estos lugares presentan características climáticas áridas a semiáridas más acordes con el clima hiperárido del Desierto de Atacama, dominante en la región desde el Mioceno ( Hartley y Chong, 2002 ).

A pesar que k 1 y k 2 son las constantes de difusión conocidas más bajas en la Tierra, las tasas de erosión y precipitaciones tanto en Basin and Range como en Negev están por encima de los valores del Desierto de Atacama. El valor extremadamente bajo de la constante k 3 (0,046 m 2 /ka) implica que el proceso de difusión se desarrolla muy lentamente y que el poder de degradación de los agentes erosivos del área es muy bajo.

  • Por esto, la constante podría representar el caso extremo de un clima hiperárido como el que domina en el Desierto de Atacama en el norte de Chile.
  • Con las medidas obtenidas de los perfiles geodésicos (Fig.12 ) se calcularon 21 edades ( Tabla 3 ).
  • El detalle de la distribución de edades obtenidas con la constante de difusión de Basin y Range (k 1 = 0,46 m 2 /ka) entrega un rango de edades que varía entre 4 ka y 40 ka.

La tasa de difusión de Negev (k 2 = 0,1 m 2 /ka) permite definir un rango de edades para los escarpes que varía entre 16 ka y 184 ka. Las edades obtenidas con la constante k 3 (0,046 m 2 /ka), muestran un rango que varía entre 35 ka y 400 ka.

FIG.12. Perfiles geodésicos levantados en forma transversal a la Falla Salar del Carmen a partir de los cuales se obtuvo la datación morfológica.C.l,=cara libre, T.d,=Talud de detritos.

La extrema aridez del Desierto de Atacama, sugiere que la erosión en esta región es muy baja, por ello en este trabajo se considera que el rango de edades obtenidas con la constante de Negev representaría un rango de edad mínima, asociado a un clima árido, pero con mayores precipitaciones y erosión que el del área en estudio. Los resultados obtenidos con la constante del Basin and Range, son descartados debido a que las características climáticas y erosivas difieren demasiado con las del Desierto de Atacama. Entonces, las edades obtenidas con la constante k 3 (0,046 m 2 /ka) podrían representar la edad máxima de los escarpes, los cuales se formaron bajo un clima hiperárido, con una erosión muy baja y con un alto potencial de preservación de relieves tectónicos. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES Las observaciones realizadas en las trincheras y en las exposiciones de la superficie de falla principal de las fallas Salar del Carmen y Sierra del Ancla revelan que el desplazamiento a lo largo de ellas está dominado por el descenso relativo del bloque oriental. Estas estructuras limitan y deforman el Piedemonte Oriental de la Sierra del Ancla El procesamiento de los datos cinemáticos evidencia que los escarpes fueron formados por el desplazamiento a lo largo de una falla subvertical con descenso relativo del bloque oriental. Los valores del ángulo de barrido indican que la deformación está dominada por el deslizamiento según el manteo de las fallas. El promedio general del ángulo de manteo de las medidas documentadas en la FSC es de 80°, esto indica que la deformación finita produce una componente de extensión, transversal a la falla, que es pequeña en magnitud del orden de 2 m, para un desplazamiento vertical acumulado máximo de 15 m. El alto ángulo de manteo de la FSC sugiere que los escarpes de fallas fueron formados por la reactivación de una falla antigua de probable carácter transcurrente. La fuerte segmentación que presenta la FSC a lo largo de su rumbo permite interpretar su formación como resultado de la acumulación de varias rupturas a lo largo del tiempo. En efecto, los diferentes estados de desarrollo y de ligazón de segmentos evidencian que la construcción de la FSC se debe a repetidos episodios de ruptura a lo largo de segmentos individuales y discretos del orden de 4-6 km de longitud. Debido a que la Falla Alto Norte se propagó 4 km a lo largo de su rumbo en un solo evento de ruptura y considerando además que su desplazamiento vertical varía entre 0 y 1,2 m, se puede suponer que rupturas de este orden son las que llegaron a formar por ligazón lateral la traza de la FSC. Sin embargo, en secciones de sedimentos aluviales deformados, expuestos en las canteras, se observa que los desplazamientos tienen magnitudes de hasta 5 m. La posibilidad que esta última magnitud de rechazo vertical sea acumulada se descarta por el hecho que las fallas conservan arreglos geométricos complejos, como por ejemplo geometrías de horst y graben de pequeña escala, difíciles de preservar por una actividad episódica de una misma falla. Esto obliga a considerar que algunos segmentos de la FSC tuvieron eventos con desplazamiento del orden de 5 m. Relaciones de corte entre la FSC y los depósitos aluviales antiguos deformados indican que la deformación es más joven que 5,2-2,9 Ma. Trabajos anteriores mencionan que a juzgar por el estado de degradación de los escarpes de fallas su formación es considerablemente más joven que la edad de las cenizas intercaladas en los depósitos aluviales deformados ( Armijo y Thiele, 1990 ; Delouis et al,, 1998 ). En este trabajo utilizando el método de datación morfológica se sugiere que los escarpes representan múltiples eventos de desplazamiento, cuyas edades no serían más antiguas que el Pleistoceno tardío ( < 400 ka). Respecto del origen de la extensión dos hipótesis han sido planteadas, una relaciona la deformación extensional a la erosión tectónica ( Niemeyer et al,, 1996 ; Delouis et al., 1998 ) y la otra a la deformación cosísmica inducida por sismos de subducción ( Delouis et al., 1998 ). Recientemente von Huene y Ranero (2003) postularon que fallas, como la Falla Salar del Carmen, se formarían por un basculamiento flexural de la Cordillera de la Costa como resultado del colapso por erosión tectónica del margen. Extensión cosísmica puede ser inferida de estudios de geodesia de alta precisión ( Ruegg et al., 1996 y Klotz et al., 1999 ). Según estos estudios durante el sismo de Antofagasta de 1995, la zona del antearco ubicada a ca,200 km del epicentro experimentó un desplazamiento cosísmico dirigido hacia el suroeste. La magnitud de este desplazamiento es del orden de 100 cm, en la Cordillera de la Costa, en tanto que unos 200 km al interior del antearco es de tan solo algunos centímetros. La dirección de desplazamiento cosísmico coincide con la dirección de acortamiento que experimenta el antearco en el periodo intersísmico, pero tiene un sentido opuesto de movimiento ( Bevis et al,, 1999 ). El origen de estos desplazamientos radica en un rebote elástico del antearco promovido por el deslizamiento a lo largo de la zona de subducción durante la fase cosísmica. Al comparar la magnitud de los vectores de movimiento definidos por geodesia se observa que el cambio más drástico en su magnitud se verifica a la latitud del límite oriental de la Cordillera de la Costa de Antofagasta. Estas diferencias en la magnitud de los vectores de deslizamiento cosísmico podrían generar una extensión este-oeste que se absorbe a lo largo de este límite. La formación de grietas durante el sismo de Antofagasta del 30 de julio de 1995, sugiere que la FSC se reactiva durante terremotos de subducción. Se descarta la posibilidad que estas grietas hayan sido formadas por compactación, debido a que atraviesan abanicos aluviales de distinta edad relativa. Además se han reconocido grietas que afectan al substrato rocoso en el extremo sur del área de estudio ( Fig.3 ). Este hecho es muy relevante para entender el mecanismo que controla la actividad más joven de la Falla Salar del Carmen. Después de ca,30 horas de ocurrido el sismo de Antofagasta, Buske et al, (2002) documentaron un grupo de sismos intracorticales localizados a 22 km bajo la Falla Salar del Carmen. Este antecedente complementariamente sugiere que la FSC se reactiva durante sismos de subducción. De este modo el proceso de extensión cosísmica surge como un mecanismo posible para explicar el régimen extensional documentado en la Falla Salar del Carmen. Una reactivación por medio de este proceso puede explicar el porqué la Falla Salar del Carmen no muestra actividad sísmica propia. Además permite explicar el hecho documentado en este trabajo que la Falla Salar del Carmen se ha construido por la propagación de varios segmentos. Considerando que el sismo de subducción, de Antofagasta de 1995, que tuvo una magnitud Mw=8.1, gatillo la abertura de grietas y un desplazamiento vertical de tan sólo < 5 cm, es razonable pensar que los desplazamientos mayores detectados en este trabajo, que alcanzan desde 0,6 hasta 5 m, podrían haber sido activados por eventos sísmicos Mw > 8.0, los cuales podrían considerarse como megaeventos sísmicos de subducción. AGRADECIMIENTOS El presente trabajo se realizó con fondos proporcionados por el proyecto DGICT 3600 de la Universidad Católica del Norte. Soporte económico también fue otorgado por el Proyecto MECESUP UCH010 (Beca doctorado DC) y el proyecto de Fundación Andes C13755-12. Se agradece al dibujante L. Jofré (Universidad Católica del Norte), por la confección de algunas figuras del presente trabajo. Se agradece, también, las valiosas correcciones y observaciones al contenido del manuscrito realizadas por los colegas A. Lavenu (IRD-Francia), C. Mpodozis (Sipetrol-Chile) y J. Skármeta (Codelco- Chile). Además, se agradece al personal de la empresa INCOMIN, que es la planta procesadora de metales en cuyos terrenos se ubican estas fracturas, que entregó valiosa información respecto de la génesis de las fracturas. Se agradece a C. Lozano (Codelco-Chile) y D. Muñoz (Mina La Escondida, Chile) quienes ayudaron con la recolección de muestras de ceniza volcánica. La datación de las cenizas volcánicas fue realizada en el marco del proyecto de la Hoja Antofagasta (SERNAGEOMIN). Se agradece a N. Marinovic (Sernageomin) por estas dataciones. REFERENCIAS Allmendinger, R.W.1998. Inverse and Forward numerical modeling of trishear fault-propagation folds. Tectonics, Vol.17, No.4, p.640-656. Arabasz, W.J.1971. Geological and geophysical studies of the Atacama Fault System in Northern Chile, Ph.D. Thesis (Unpublished), California Institute of Technology, 264 p. Armijo, R.; Thiele, R.1990. Active faulting in northern Chile: ramp stacking and lateral decoupling along a subduction plate boundary? Earth and Planetary Science Letters, Vol.98, p.40-61. Begin, Z.B.1992. Application of quantitative morphological dating to paleo-seismicity of the northewestern Negev, Israel: Israel. Journal of Earth Science, Vol.41, p.95-103. Bevis, M.; Smalley, R.; Herring, T.; Godoy, J.; Galban, F.1999. Crustal motion north and south of the Arica deflection: comparing recent geodetic results from the central Andes. Geochemical and Geophysical Geosystems, Vol.1, Paper No.1999GC000011. Dec.13. 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¿Qué contaminación hay en Antofagasta?

SINCA » Región de Antofagasta » La Región de Antofagasta se extiende entre los 20.56 y los 26.05 grados de latitud Sur y desde los 67.00 grados de longitud Oeste hasta el Océano Pacífico, cuenta con 126049 km2 de superficie y una población de 493984 hab.

(CENSO, 2002). El relieve principal está compuesto por la Cordillera de los Andes, donde se distinguen el cordón andino propiamente tal, la precordillera y las fosas altiplánicas; la Depresión Intermedia, representada en su mayor parte por el Desierto de Atacama; la Cordillera de la Costa, que en su vertiente occidental se presenta alta y compacta y hacia el oriente desciende suavemente hasta unirse con la Depresión Intermedia; las Planicies Litorales, muy angostas, que favorecen el asentamiento humano en las ciudades de Antofagasta, Tocopilla, Taltal y Mejillones.

Predomina el clima desértico con las variaciones de desértico costero, desértico normal y desértico marginal de altura. En el sector costero, el clima es agradable, con un efecto moderador producto de la influencia de la Corriente de Humboldt. En la economía regional, el sector minería es el preponderante, generando aproximadamente el 60% del PIB regional.

  • El cobre es el principal producto aportando al PIB nacional alrededor del 45%.
  • En promedio en los últimos cinco años, representa el 57% de la producción nacional.
  • Otros productos importantes en la minería son la producción de oro, plata, molibdeno, salitre, yodo y carbonato de litio.
  • En esta región, las principales fuentes emisoras de contaminantes atmosféricos están asociadas a los procesos de extracción minera, fundiciones de cobre (Chuquicamata y Altonorte) y a la generación eléctrica (centrales termoeléctricas en Tocopilla, Mejillones y Taltal), siendo Material Particulado, SO2 y NOx los principales contaminantes emitidos.

En la zona existen dos áreas declaradas saturadas por MP10 (Maria Elena y Chuquicamata) y una zona declarada latente por SO2 (Chuquicamata). Sin embargo, los promedios anuales de MP10 registrados durante los últimos años han superado el nivel fijado en la norma anual de MP10 en Calama, Tocopilla y Sierra Gorda, y actualmente están en proceso de declaración de zona las primeras dos ciudades indicadas.

  1. En la región existen 23 empresas o instituciones públicas que realizan monitoreo de calidad de aire, lo cual corresponde a 31 estaciones monitoreando en forma permanente y 17 estaciones que realizan sólo campañas.
  2. Las principales redes de monitoreo se ubican en el área de influencia de grandes fuentes emisoras.

Así, en la comuna de Antofagasta existe monitoreo asociado a la fundición Altonorte, a las empresas mineras y en plena ciudad; en Tocopilla están las redes de monitoreo asociadas a las centrales termoeléctricas Norgener y Electroandina, en Mejillones aquellas asociadas a las centrales GasAtacama y Edelnor y a la planta de nitratos ENAEX, en la Comuna de Calama hay redes asociadas a Codelco Norte y El Abra, en María Elena está la red de SQM, en Sierra Gorda hay redes de empresas Mineras y en la localidad de Paposo, en Taltal, está la red de la central Endesa.
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¿Qué es riesgo naturales y ejemplos?

3.1. Amenazas naturales – Las amenazas naturales, como los terremotos, los huracanes, las erupciones volcánicas, etc. pueden provocar serios daños a la salud, pero estos efectos son variables y dependen de varios factores, entre ellos: a) La gravedad con se presenta la amenaza.

b) La vulnerabilidad de la población. c) El estado de los preparativos y la capacidad de respuesta de la comunidad. En el pasado se creía que los desastres súbitos no solo causaban mortalidad generalizada sino que, además, producían un trastorno social masivo y brotes de epidemias y hambrunas, dejando a los sobrevivientes totalmente a merced del socorro exterior.

La observación sistemática de los efectos de los desastres naturales sobre la salud humana permitió llegar a conclusiones muy distintas, tanto en lo que se refiere a los efectos de los desastres sobre la salud como en cuanto a las formas más eficaces de proporcionar asistencia humanitaria Aunque todos los desastres son únicos en el sentido de que afectan a zonas con grados distintos de vulnerabilidad y en condiciones económicas, sanitarias y sociales peculiares, también existen similitudes entre ellos.

Existe una relación entre el tipo de desastre y sus efectos sobre la salud, especialmente en lo que se refiere al impacto inmediato en la producción de lesiones. Por ejemplo, los terremotos provocan muchos traumatismos que requieren atención médica, mientras que las inundaciones y maremotos provocan relativamente pocos. Ciertos efectos de los desastres suponen más bien un riesgo potencial que una amenaza inevitable para la salud. Así, los desplazamientos de la población y otros cambios del medio ambiente pueden incrementar el riesgo de transmisión de enfermedades; sin embargo, en general, las epidemias no se deben a desastres naturales. Los riesgos sanitarios reales y potenciales posteriores a los desastres no se concretan al mismo tiempo; tienden a presentarse en momentos distintos y con una importancia variable dentro de la zona afectada. Así, las lesiones personales ocurren por lo general en el momento y el lugar del impacto y requieren atención médica inmediata, mientras que el riesgo de aumento de las enfermedades transmisibles evoluciona más lentamente y adquiere máxima intensidad cuando hay hacinamiento y deterioro de las condiciones de higiene. Las necesidades de alimentos, ropa y refugio, y atención primaria de salud creadas por los desastres no suelen ser absolutas; incluso las personas desplazadas suelen estar a salvo de algunas necesidades vitales. Además, las personas afectadas suelen recuperarse con rapidez del estupor inicial y participan espontáneamente en la búsqueda, rescate y transporte de los heridos, y en otras actividades de socorro personal. Las guerras y conflictos civiles generan un conjunto peculiar de problemas sanitarios y de obstáculos operativos. Estas situaciones no se contemplan con detenimiento en este portal.

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¿Qué son los riesgos naturales y sus características?

Riesgos Naturales Son aquellos que tienen sus origen en fenómenos naturales (factores geográficos y meteorológicos), siendo los accidentes que provocan múltiples y variados. Dado su origen, la presencia de esta clase de riesgos está condicionada cuantitativamente por las características particulares de cada región.

En el Principado de Asturias se contemplan los siguientes riesgos naturales: Crecidas o avenidas. Acumulaciones Pluviales. Rotura de presas o daños graves. Movimientos gravitatorios: Desprendimientos. Deslizamientos. Hundimientos del terreno. Asociados a fenómenos atmosféricos: Nevadas. Heladas. Aludes. Olas de frío.

Granizo. Lluvias torrenciales. Vendavales. Oleaje en el mar. Sequía. Incendios forestales. : Riesgos Naturales
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¿Qué es un riesgo natural?

El riesgo es la probabilidad de que una amenaza se convierta en un desastre. La vulnerabilidad o las amenazas, por separado, no representan un peligro. Pero si se juntan, se convierten en un riesgo, o sea, en la probabilidad de que ocurra un desastre.
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¿Qué son los riesgos naturales y riesgos humanos?

¿Cuál es la diferencia entre una amenaza y un fenómeno natural? – Una amenaza es un fenómeno natural, o causado por el ser humano, que puede poner en peligro a un grupo de personas, sus cosas y su ambiente, cuando las personas no son precavidas. En cambio, los fenómenos naturales son procesos con origen en la naturaleza que provocan alteraciones en el medio circundante.
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¿Qué ambiente natural encontramos en la zona norte de Chile?

Clima desértico, acantilados costeros. Cordillera de la costa alta, depresión intermedia y cordillera de los Andes. Altiplano en los Andes, salares, depósitos de cobre y salitre en el interior.
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¿Qué región de Chile presenta una mayor cantidad de riesgos?

De 82 comunas analizadas, 9 de ellas tienen a más de la mitad de su población expuesta a incendios forestales. En cuanto a cantidad, Valparaíso y Viña del Mar son las que poseen más habitantes en riesgo, 134.548 y 106.194, respectivamente. Según datos del último informe del Sistema de Indicadores y Estándares de Desarrollo Urbano (SIEDU), elaborado por el Consejo Nacional de Desarrollo Urbano (CNDU) y el Instituto Nacional de Estadificas (INE), más de un millón y medio de personas viven en zonas urbanas con alta recurrencia a incendios forestales y 312 mil en zonas urbanas expuestas a inundación por tsunami.

  1. El informe también localizó la infraestructura estratégica en estas zonas urbanas.
  2. De un total de 8.473 equipamientos críticos ubicados en comunas con zonas de alta recurrencia a incendios forestales, el 13,6% está lugares de riesgo, contabilizando 935 equipamientos de educación, 136 de salud y 83 de seguridad y gobierno local.

En el caso de zonas inundables por tsunamis, de un total de 2.716 equipamientos críticos a nivel nacional, el 19,8% está en riesgo, con 423 equipamientos de educación, 36 de salud y 79 de seguridad y gobierno local. “Los datos proporcionados por el SIEDU confirman la realidad y la gravedad del informe del IPCC global, y nos advierten que ya no tenemos más tiempo para tomar decisiones de cambio para las ciudades.

Como Consejo Nacional de Desarrollo Urbano hemos insistido desde el año 2019 en la urgencia de modificar la normativa urbana para la adaptación y resiliencia de las ciudades, partiendo por actualizar el artículo 2.1.17 de la Ordenanza General de Urbanismo y Construcciones, cuyo cambio permitiría una mejor integración de los riesgos en la planificación de las ciudades”, comentó el presidente del CNDU, Sergio Baeriswyl.

“Los datos que entregamos hoy permitirán a los tomadores de decisiones incumbentes dar cuenta de la información necesaria para evaluar y eventualmente las acciones tendientes a mejorar la calidad de vida y la seguridad de los habitantes. Cuando la gente pregunta para qué sirve la información de las estadísticas que construimos como INE, este es un ejemplo.

  • La visualización de elementos básicos de nuestra calidad de vida es conocernos como país y es un insumo esencial para la elaboración de mejores políticas públicas y privadas”, añadió Sandra Quijada, Directora del INE.
  • Cabe mencionar que por equipamiento crítico se entiende aquella edificación donde funcionan y operan instalaciones de utilidad pública necesarias en la recuperación de la normalidad en forma posterior a un sismo o evento de gran magnitud, y que deben permanecer en funcionamiento durante y después de dicho catástrofe.

Indicadores de incendios forestales En total, se identificaron 1.543.356 habitantes viviendo en zonas urbanas que se encuentran expuestos a alta recurrencia de incendios forestales. De 82 comunas analizadas, 9 de ellas tienen a más de la mitad de su población expuesta a incendios forestales: Penco (91,9%), Tomé (75,3%), Maule (66,6%), San Antonio (59,7%), Villa Alemana (56,9%), Quilpué (54,8%), San Pedro de La Paz (54,5%), Lota (51,9%) y Limache (50,4%).

En términos de número de habitantes expuestos a incendios forestales, las comunas de Valparaíso y Viña del Mar son las que tienen mayor población en riesgo, 134.548 y 106.194 personas, respectivamente. “El cambio climático acentuará la recurrencia de incendios forestales, amplificando la vulnerabilidad de la población.

Sólo en las áreas urbanas de Valparaíso y Viña hay más de 240.000 habitantes expuestos. Muchos de ellos viven en cerros y quebradas que continúan poblándose a través de asentamientos informales, y en algunos casos con problemas de acceso al agua potable.

Esta es una urgencia que requiere el accionar del Estado”, añadió Baeriswyl. A esto se suma que 23 comunas tienen más del 50% de su equipamiento crítico o estratégico en zonas de alta recurrencia a incendios forestales. Entre las principales están Penco, Maule, Limache, Tomé, Quillota, La Cruz, San Pedro de la Paz, Coronel y Calera.

A nivel comunal, Penco, Tomé, San Pedro de la Paz, Maule, Coronel y Quillota tienen más del 40% de sus equipamientos educacionales en zonas de mayor recurrencia de incendios forestales. Para medir la exposición a incendios forestales, se midió qué porcentaje de la población y los equipamientos críticos se emplazan en polígonos con alta recurrencia de incendios durante la temporada primavera-verano durante 5 años, en base a información de “zonas de afectación por incendios” reportada por la ONEMI.

Indicadores de inundaciones por tsunamis De 21 comunas analizadas, se identificaron 312.396 habitantes en zonas urbanas que se encuentran expuestos a inundación por tsunami. Una decena de estos municipios tienen a más del 10% de su población en zonas de riesgos: Talcahuano (43,8%), Iquique (30,7%), Arica (24,0%), Penco (15,9%), Cartagena (15,5%), Constitución (14,2%), Hualpén (14,2%), Lota (13,2%), La Serena (11,2%) y Viña del Mar (10,8%).

En términos de número de habitantes expuestos a tsunamis en áreas cercanas a la costa, destacan las comunas de Talcahuano con 66.635 habitantes, Iquique 59.314, Arica 50.298, Viña del Mar 36.699 y La Serena 24.169. Para el período 2018-2019, la comuna que más aumentó la población expuesta fue La Serena, donde se sumaron más de 6.000 habitantes expuestos a tsunamis en áreas cercanas a la costa.

  • En cuanto a equipamiento crítico en zonas inundables, ocho comunas tienen más del 20% de su infraestructura estratégica en sitios de mayor riesgo: Talcahuano 52,98%, Iquique 52,63%, Constitución 52%, Penco 43,1%, Lota 32,14%, Viña del Mar 27,25%, Coronel 22,66 y Valparaíso 20,68.
  • A nivel comunal, en Iquique, Constitución, Talcahuano y Penco más del 40% de sus equipamientos educacionales están en zonas de inundación.

Y en Arica, Lota y Talcahuano más de un tercio de su infraestructura de salud se encuentra en estos sitios. También se identificaron cuatro comunas costeras -pertenecientes a ciudades sobre 50.000 habitantes- para las cuales no se han publicado cartas de inundación.

Estas son Santo Domingo, San Pedro de la Paz, Puerto Montt y Castro. Para medir la exposición a inundación por tsunami, se midió qué porcentaje de la población urbana de comunas costeras vive dentro de la línea de inundación, y también el porcentaje de equipamientos críticos de la comuna que se encuentran bajo estas condiciones.

La información se basó en las cartas de inundación del SHOA. Nota elaborada por el Consejo Nacional de Desarrollo Urbano. Más en este vínculo,
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¿Qué lugar de Chile tiene mayor riesgo socionatural?

Macrozonas más vulnerables – Considerando que el estudio se realizó a una escala distrital, se determinó que actualmente los distritos ubicados en la macrozona del Norte Grande son los que presentan los mayores niveles de vulnerabilidad. No obstante, en términos de número de población, es la zona sur la que concentra mayor población con vulnerabilidad alta y muy alta en Chile con el 11,6% del total macrozonal.

La investigación también señala que en general es la macro-zona centro, es la que tiene la menor cantidad de población con altos niveles de vulnerabilidad, evidenciando la importancia del centralismo de los servicios y desarrollo del país. Para realizar este estudio los investigadores utilizaron el índice de vulnerabilidad social (SoVI) que extrae datos censales, índices de desarrollo económico o índices de desarrollo ambiental para cuantificar y visualizar la distribución espacial de la vulnerabilidad.

Según los expertos, los altos niveles de vulnerabilidad frente al riesgo de desastres se encuentran asociados al estatus socioeconómico, al aumento de población en condición de discapacidad y al aumento de población adulta mayor. Al respecto, Paula Repetto, advierte que “es muy importante comprender que la vulnerabilidad es un proceso y, por tanto, una construcción compleja que nace de las distintas variables que componen la realidad de un territorio”.
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¿Dónde está la falla sismica en Chile?

La Falla San Ramón es una falla geológica activa del tipo inversa que se encuentra situada al oriente de Santiago, la capital de Chile, siguiendo el pie de cerro de la sierra de Ramón a la que debe su nombre.
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¿Dónde es el incendio en Antofagasta?

Incendio en Antofagasta deja 14 damnificados: vivienda de bombera resultó destruida Cuerpo de Bomberos de Antofagasta visitas Un incendio en Antofagasta afectó a dos domicilios en la intersección de calle Fresia con Cobija. Dentro de los damnificados hay una bombera de la institución cuya casa se vio afectada por el fuego.

  • Durante la mañana de este viernes, un incendio en el sector norte de dejó un total de dos casas afectadas y a 14 personas damnificadas.
  • La Central de Alarmas de Bomberos despachó sus unidades hasta la intersección de calle Fresia con Cobija, sector norte de la ciudad, por un principio de incendio en una vivienda.

Al lugar llegó personal de la 1°, 3°, 4°, 5°, 6°, 7° y 8° Compañía para controlar la emergencia que se habría propagado, trabajando por dos frentes. Luego se declaró la segunda alarma por este siniestro.

Dentro de los damnificados se encontraría también una bombera de la institución, cuya vivienda resultó destruida por el fuego.A su vez, dos civiles sufrieron lesiones de quemaduras menores, siendo evaluadas por personal del SAMU.En tanto, el Departamento de Investigación de incendios concurrió hasta el sitio del suceso para dar con las causas del fuego.

FOTOGRAFIAS 🔴A esta Hora🔴🚒 la Central de Alarmas de Bomberos de Antofagasta 🚒🚨 procede a despachar a sus unidades B-6, B-8 y QR-1, hasta la interseccion de Fresia y Cobija. Como información preliminar. incendio en vivienda — 🔴Cuerpo de Bomberos de Antofagasta🔴 (@bomberos_antof) nacional : Incendio en Antofagasta deja 14 damnificados: vivienda de bombera resultó destruida
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¿Qué tipo de riesgo naturales presenta la región pacífica?

Entre los principales fenómenos de la naturaleza que crean situaciones de riesgo para la población de la zona costera colombiana se encuentran los fenómenos geológicos, tales como los terremotos, erupciones volcánicas y deslizamientos; fenómenos hidrometereológicos, como las inundaciones, sequías, maremotos o tsunamis,
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¿Qué son las zonas de riesgo naturales?

Se denomina zonas vulnerables a todas aquellas que se encuentran expuestas a eventos naturales o antrópicos, que pueden afectar los diversos usos del lugar. También una zona vulnerable puede ser si se sitúa en un lugar de movimiento en las placas tectónicas.

En sentido estricto, todas las áreas del planeta son vulnerables, es por lo tanto necesario establecer una mentalidad de prevención para el futuro, asociada a la probabilidad de que un determinado evento, que pone en riesgo una determinada zona se produzca efectivamente y estar preparados para reducir los daños al mínimo.

Zonas vulnerables a inundaciones · Cauce mayor de un río, están expuestas a inundaciones periódicas; · Llanuras aluviales, están expuestas a cambios en el cauce del río, y a inundaciones; · Depresiones costeras con cotas inferiores al nivel medio del mar, están expuestas a ser inundadas si hubiera por ejemplo un tsunami.

  • Zonas vulnerables a terremotos Las placas tectónicas son un riesgo vulnerable para México y todo el mundo, los peores terremotos antes localizados en China y Japón con una magnitud de más de 9.2.
  • Zonas vulnerables a derrumbes · Laderas empinadas, sin vegetación, con predominancia de suelos sueltos, o rocas fracturadas.

· Laderas empinadas, con exceso de vegetación arbórea En la LEY GENERAL DE PROTECCIÓN CIVIL del 06 de junio de 2012 en su Capítulo I, Disposiciones Generales, en su Artículo 2. Fracción LIX. La define así: Zona de Riesgo: Espacio territorial determinado en el que existe la probabilidad de que se produzca un daño, originado por un fenómeno perturbador.

¿Como identificar estas zonas? La importancia de conocer el territorio, sus riesgos y recursos Si no conocemos el lugar en que vivimos será imposible que podamos reducir nuestra vulnerabilidad ante los desastres, tomar precauciones y/o dar respuesta a las emergencias. Por esto es importante conocer nuestro territorio y darnos cuenta de las situaciones de riesgo que pueden darse debido a: · Las particularidades del lugar en que vivimos; · Los antecedentes de fenómenos naturales que se hayan dado antes; · Las alteraciones derivadas por acciones humanas que podamos reconocer, por ejemplo: actividades mineras, de edificaciones, de talado de bosques, etc.; y · Los niveles de organización de la comunidad, su eficacia y su potencial.

Los fenómenos naturales característicos de cada lugar obedecen a circunstancias geográficas, estaciónales y suelen ocurrir cada cierto tiempo en los mismos lugares y durante las mismas épocas, aunque con distinta frecuencia e intensidad. La experiencia nos enseña que pueden producirse determinadas situaciones, ya conocidas, como consecuencia de eventos climáticos, por lo que ya existen experiencias y conocimientos que podemos usar, si es posible mejorándolos, para enfrentar esas circunstancias.

  • Para disminuir la vulnerabilidad de estas zonas, tenemos una metodología aplicable y sencilla en todos los casos, veamos a continuación sus componentes, definiciones y como se articulan entre ellas.
  • Planificación/ordenamiento territorial El proceso que emprenden las autoridades públicas para identificar, evaluar y determinar las diferentes opciones para el uso de los suelos, lo que incluye la consideración de objetivos económicos, sociales y ambientales a largo plazo y las consecuencias para las diferentes comunidades y grupos de interés, al igual que la consiguiente formulación y promulgación de planes que describan los usos permitidos o aceptables.

Comentario: La planificación o el ordenamiento territorial es un elemento que contribuye considerablemente al desarrollo sostenible y abarca estudios y el desarrollo de mapas, análisis de datos económicos, ambientales y sobre las amenazas; la formulación de decisiones alternativas sobre el uso de los suelos y el diseño de planes de gran alcance para las diferentes escalas geográficas y administrativas.

La planificación territorial puede ayudar a mitigar los desastres y a reducir el riesgo al desmotivar los asentamientos y la construcción de instalaciones estratégicas en zonas propensas a las amenazas, lo que incluye consideraciones sobre las rutas de servicio del transporte, la electricidad, el agua, el alcantarillado y las instalaciones y los servicios vitales.

La Gestión de Riesgos Es el enfoque y la práctica sistemática de gestionar la incertidumbre para minimizar los daños y las pérdidas potenciales. La gestión del riesgo abarca la evaluación y el análisis del riesgo, al igual que la ejecución de estrategias y de acciones específicas para controlar, reducir y transferir el riesgo.

Esta es una práctica generalizada de diversas organizaciones para minimizar el riesgo en las decisiones de inversión y para abordar riesgos operativos, tales como la interrupción de los negocios, las fallas en la producción, el daño ambiental, los impactos sociales y los daños como consecuencia de los incendios y de las amenazas naturales.

La gestión del riesgo es un tema fundamental para sectores tales como el suministro de agua y de energía, al igual que para la agricultura, cuya producción resulta afectada directa o indirectamente por episodios meteorológicos y climáticos extremos. La reducción del riesgo de desastres (RRD) Los desastres ‘naturales’ no existen. Plan para la reducción del riesgo de desastres* Un documento que elabora una autoridad, un sector, una organización o una empresa para establecer metas y objetivos específicos para la reducción del riesgo de desastres, juntamente con las acciones afines para la consecución de los objetivos trazados.

Los planes para la reducción del riesgo de desastres deben guiarse mediante el Marco de Acción de Hyogo y deben coordinarse en el contexto de los planes relevantes de desarrollo, la asignación de recursos y las actividades programáticas correspondientes. Los planes en el ámbito nacional deben ser específicos para cada nivel de responsabilidad administrativa y deben adaptarse a las diferentes circunstancias sociales y geográficas existentes.

Se deben especificar en el plan el plazo y las responsabilidades para su implementación, al igual que las fuentes de financiamiento. Cuando sea posible, se deben establecer vínculos con los planes de adaptación al cambio climático. Preparación El conocimiento y las capacidades que desarrollan los gobiernos, los profesionales, las organizaciones de respuesta y recuperación, las comunidades y las personas para prever, responder, y recuperarse de forma efectiva de los impactos de los eventos o las condiciones probables, inminentes o actuales que se relacionan con una amenaza.

Comentario: La preparación es una acción que se lleva a cabo en el contexto de la gestión del riesgo de desastres. Su objetivo principal es desarrollar las capacidades necesarias para gestionar de forma eficaz todos los tipos de emergencia y lograr transiciones metódicas y ordenadas desde la respuesta hasta una recuperación sostenida.

La preparación se basa en el análisis sensato del riesgo de desastres y en el establecimiento de vínculos apropiados con los sistemas de alerta temprana. La preparación incluye actividades tales como la planificación de contingencias, la reserva de equipos y suministros, el desarrollo de disposiciones para la coordinación, la evacuación y la información pública, y la capacitación y los ejercicios de campo correspondientes.

  1. Estas actividades deben recibir el apoyo de las capacidades institucionales, jurídicas y presupuestarias formales.
  2. El término afín de “prontitud” describe la habilidad de responder de forma rápida y apropiada cuando así se requiera.
  3. Prevención La evasión absoluta de los impactos adversos de las amenazas y de los desastres conexos.

Comentario: La prevención (es decir, la prevención de desastres) expresa el concepto y la intención de evitar por completo los posibles impactos adversos mediante diversas acciones que se toman con anticipación. Entre los ejemplos se incluyen la construcción de represas y de muros de contención para eliminar el riesgo de las inundaciones; reglamentaciones sobre el uso de los suelos que no permiten el establecimiento de asentamientos en zonas de alto riesgo; y diseños de ingeniería sísmica que velan por la supervivencia y el funcionamiento de los edificios que se consideren como vitales en caso de un terremoto.

Con mucha frecuencia, no es posible evitar por completo las pérdidas y las tareas se transforman en aquellas relativas a la mitigación. Por esta razón, al menos en parte, algunas veces los términos de prevención y de mitigación se utilizan de forma indistinta en su acepción informal. Recuperación La restauración y el mejoramiento, cuando sea necesario, de los planteles, instalaciones, medios de sustento y condiciones de vida de las comunidades afectadas por los desastres, lo que incluye esfuerzos para reducir los factores del riesgo de desastres.

Comentario: Las tareas de rehabilitación y reconstrucción dentro del proceso de recuperación comienzan inmediatamente después que ha finalizado la fase de emergencia, y deben basarse en estrategias y políticas preexistentes que faciliten el establecimiento de responsabilidades institucionales claras y permitan la participación pública.

Los programas de recuperación, conjuntamente con un mayor grado de concientización y de participación pública después de un desastre, representan una valiosa oportunidad para desarrollar y ejecutar medidas para reducir el riesgo de desastres y aplicar el principio de “reconstruir mejor”. Resiliencia La capacidad de un sistema, comunidad o sociedad expuestos a una amenaza para resistir, absorber, adaptarse y recuperarse de sus efectos de manera oportuna y eficaz, lo que incluye la preservación y la restauración de sus estructuras y funciones básicas.

Comentario: Resiliencia significa la capacidad de “resistir a” o de “resurgir de” un choque. La resiliencia de una comunidad con respecto a los posibles eventos que resulten de una amenaza se determina por el grado al que esa comunidad cuenta con los recursos necesarios y es capaz de organizarse tanto antes como durante los momentos apremiantes. – Vázquez Barquero, Antonio, Desarrollo endógeno. Teorías y políticas de desarrollo territorial. Investigaciones Regionales – Journal of Regional Research 2007, (Sin mes) : Disponible en: ISSN 1695-7253 – La terminología de la Estrategia Internacional para la Reducción de Desastres de las Naciones Unidas (UNISDR) 2009 – La gestión de riesgos hoy, contextos globales, herramientas locales.
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¿Cuáles son los riesgos naturales de la zona sur?

Invierno – Zona Austral – ONEMI: Ministerio del Interior y Seguridad Pública – Durante el invierno se producen diversas situaciones de riesgo hacia la población, provocadas por los distintos elementos del clima, como la lluvia intensa, el viento fuerte, la nieve y el frío. Algunos de estos fenómenos pueden generar aumentos de caudal, desbordes de ríos, inundaciones, deslizamientos, aluviones, entre otros, que afectan a las personas, viviendas y bienes en las ciudades y en el ámbito rural.

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: Invierno – Zona Austral – ONEMI: Ministerio del Interior y Seguridad Pública –
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