INTRODUCCIÓN La finalidad del presente informe es dar a conocer los resultados de la evaluación de estabilidad de taludes realizada en la zona de estudio denominada Cachona que pertenece al distrito de Santiago. La evaluación fue realizada según los criterios estudiados y aprendidos en clases siendo estos: el RQD de Deere, el RMR de Bieniawski, el SMR para la clasificación de taludes y los métodos de estabilidad de taludes finitos (métodos numéricos). Terminada la evaluación, los resultados nos brindaran las condiciones geomecánicas de la zona.
INDICE
1.1.1. Ubicación Política El área de estudio se encuentra en el departamento del Cusco al SW de la ciudad del Cusco, en la provincia de Cusco, en el distrito de Santiago, en la imagen se muestra el mapa del Perú donde está ubicada nuestra zona de estudios.
La Provincia peruana de Cusco es una de las trece provincias que conforman el Departamento del Cuzco, Limita al norte con la provincia Anta, Urubamba y Calca, al este con la provincia Anta; al sur con la Provincia Paruro, y al oeste con la Provincia Quispicanchi. El Distrito peruano de Santiago es uno de los ocho distritos de la Provincia de Cusco, ubicada en el Departamento de Cusco, bajo la administración el Gobierno Regional del Cuzco.
1.1.2. Ubicación Geográfica Se encuentra dentro del cuadrángulo de Cusco 28-s con altitudes 3050 y 3193m.s.n.m. y en las coordenadas geográficas siguientes: UTM .N=0177028, E=0850938. Para tener una referencia más exacta nuestra zona de trabajo está determinada entre el primer puente de Huancaro todo el lugar de cachona hasta el límite del cementerio Huancaro.
1.1.3. Ubicación Hidrográfica
La zona de estudio es accesible por la vía asfaltada Cusco– Paruro, También se puede acceder a la zona de estudio por numerosas carreteras afirmadas y trochas carrózales que comunican algunas comunidades que se encuentran en el área de estudio.
1.3.1. Objetivo General Realizar una evaluación geo-mecánica y un análisis de estabilidad de taludes en la zona de estudio.
1.3.2. Objetivos Específicos
Determinar la geología del lugar. Determinar la litología de la zona y los tipos de materiales existentes. Determinar los parámetros geo mecánicos como RQD, RMR, SMR. Realizar una evaluación de estabilidad de taludes.
1.4.1. Hipótesis General La zona de estudio está formada por materiales semi-consolidados del cuaternario creando depósitos fluviales, estos depósitos están dispuestos en forma de terrazas fluviales formadas por arenas, arcillas y conglomerados pertenecientes a la formación San Sebastián. También se encuentran afloraciones de rocas sedimentarias de la formación Kayra y de la formación Soncco, siendo estas generalmente areniscas, las cuales se encuentran debajo de la formación San Sebastián y sirven como base sólida de los taludes encontrados en la zona de Cachona.
1.4.2. Hipótesis Específicas
Creemos que los macizos rocosos en la zona están fracturados a muy fracturados debido a la meteorización y a otras fuerzas externas que los deforman. Los taludes presentan inestabilidad debido a las constantes precipitaciones y a la falta de cobertura vegetal.
Conocer los parámetros geo-mecánicos y la estabilidad del talud en la zona de Cachona.
GEOLOGÍA ESTRUCTURAL.- es la rama de la geología que se dedica a estudiar la corteza terrestre, sus estructuras y la relación de las rocas que las forman. Estudia la geometría de las rocas y la posición en que aparecen en superficie. Interpreta y entiende la arquitectura de la corteza terrestre y su relación espacial, determinando las deformaciones que presenta y la geometría subsuperficial de las estructuras rocosas.
ESFUERZO.- El esfuerzo es la fuerza aplicada sobre un área determinada: Unidades de medida del esfuerzo son [P.a.] Pascal; Bar; entre otras. El esfuerzo se divide a su vez en: Esfuerzo Normal y Esfuerzo Tangencial (o de Cizalle). En casos más complicados de carga debemos considerar también el Esfuerzo de tensión en vez de la compresión.
Esfuerzo= F/A
DEFORMACIÓN.- Cambio en forma, tamaño y localización de una roca a causa de la presión aplicada en ella. Las rocas pueden deformarse de tres maneras: Elástico: El cuerpo de roca se deforma cuando se lo somete a un esfuerzo pero vuelve a su posición srcinal cuando este cesa. Si supera el límite de elasticidad, la roca puede presentar deformación:
Frágil: El en cuerpo de roca se deforma observándose a simple vista fracturas la roca. Dúctil: El cuerpo rocoso se deforma sin que se aprecien a simple vista fracturas del bloque de roca. MATRIZ ROCOSA: Es el material rocoso exento de discontinuidades, o los bloques de < que quedan entre ellas. Mecánicamente queda caracterizada por su peso específico, resistencia y deformabilidad. MACIZO ROCOSO: Es el conjunto de los bloques de matriz rocosa y de las discontinuidades de diverso tipo que afectan al medio rocoso. Mecánicamente los macizos rocosos son medios discontinuos, anisótropos y heterogéneos. Prácticamente puede considerarse que presentan una resistencia a la tracción nula. ROCA INTACTA: Es el bloque ubicado entre las discontinuidades y podría ser representada por una muestra de mano o trozo de testigo que se utiliza para ensayos de laboratorio. MASA ROCOSA: es el medio in-situ que contiene diferentes tipos de discontinuidades como diaclasas, estratos, fallas y otros rasgos estructurales. FALLAS: son fracturas que han tenido desplazamiento. Éstas son estructuras menores que se presentan en áreas locales de la mina o estructuras muy importantes que pueden atravesar toda la mina. ZONAS DE CORTE: son bandas de material que pueden ser de varios metros de espesor, en donde ha ocurrido fallamiento de la roca.
DIACLASAS: también denominadas juntas, son fracturas que no han tenido desplazamiento y las que más comúnmente se presentan en la masa rocosa.
CONTACTO LITOLOGICO: que comúnmente forman, por ejemplo, la caja techo y caja piso de una veta. ORIENTACIONES: es la posición de la discontinuidad en el espacio y comúnmente es descrito por su rumbo y buzamiento. Cuando un grupo de discontinuidades se presentan con similar orientación o en otras palabras son aproximadamente paralelas, se dice que éstas forman un “sistema” o una “familia” de discontinuidades. ESPACIADO: es la distancia perpendicular entre discontinuidades adyacentes. Éste determina el tamaño de los bloques de roca intacta. Cuanto menos espaciado tengan, los bloques serán más pequeños y cuanto más espaciado tengan, los bloques serán más grandes. PERSISTENCIA: es la extensión en área o tamaño de una discontinuidad. Cuanto menor sea la persistencia, la masa rocosa será más estable y cuanto mayor sea ésta, será menos estable. RUGOSIDAD: es la aspereza o irregularidad de la superficie de la discontinuidad. Cuanta menor rugosidad tenga una discontinuidad, la masa rocosa será menos competente y cuanto mayor sea ésta, la masa rocosa será más competente. APERTURA: es la separación entre las paredes rocosas de una discontinuidad o el grado de abierto que ésta presenta. A menor apertura, las condiciones de la masa rocosa serán mejores y a mayor apertura, las condiciones serán más desfavorables. RELLENO: son los materiales que se encuentran dentro de la discontinuidad. Cuando los materiales son suaves, la masa rocosa es menos competente y cuando éstos son más duros, ésta es más competente. ESTRUCTURAS.- Ejemplos de estructuras geológicas son: Fallas geológicas.- son fracturas que separan bloques con movimiento relativo entre ellos. Diaclasas.- Son fracturas no visibles a simple vista. La diferencia entre falla y diaclasa reside en la escala de observación, ya que una falla a escala local puede resultar una diaclasa a escala regional. Un buen criterio es la búsqueda de los ornamentos típicos de una diaclasa como son la estructura plumosa, las nervaduras y la orla. Existen tres tipos de diaclasas: Pliegues.- Son estructuras de deformación producto generalmente de esfuerzos compresivos. Se producen cuando las rocas se pliegan en condiciones de presión y temperatura altas, lo que les confiere la
ductilidad necesaria para que se generen los pliegues. Foliaciones.- Estructuras planares formadas por la alineación de minerales en planos preferenciales a través de la roca. Se producen a elevadas presiones y temperaturas.
TIPOS DE FALLAS
Fallas normales.- Las fallas normales se producen en áreas donde las rocas se están separando (fuerza tractiva), de manera que la corteza rocosa de un área específica es capaz de ocupar más espacio. Las rocas de un lado de la falla normal se hunden con respecto a las rocas del otro lado de la falla. Las fallas normales no crean salientes rocosos. En una falla normal es posible que se pueda caminar sobre un área expuesta de la falla. Fallas inversas.- Las fallas inversas ocurren en áreas donde las rocas se comprimen unas contra otras (fuerzas de compresión), de manera que la corteza rocosa de un área ocupe menos espacio. La roca de un lado de la falla asciende con respecto a la roca del otro lado. En una falla inversa, el área expuesta de la falla es frecuentemente un saliente. De manera que no se puede caminar sobre ella. Fallas de empuje son un tipo especial de falla inversa. Ocurren
cuando el ángulo de la falla es muy pequeño. Falla de transformación (de desgarre).- El movimiento a lo largo de la grieta de la falla es horizontal, el bloque de roca a un lado de la falla se mueve en una dirección mientras que el bloque de roca del lado opuesto de la falla se mueve en dirección opuesta. Las fallas de desgarre no dan srcen a precipicios o fallas escarpadas porque los bloques de roca no se mueven hacia arriba o abajo en relación al otro.
PARTES DE UNA FALLA Plano de falla: Plano o superficie a lo largo de la cual se desplazan los bloques que se separan en la falla. Este plano puede tener cualquier orientación (vertical, horizontal, o inclinado). La
orientación se describe en función del rumbo (ángulo entre el rumbo Norte y la línea de intersección del plano de falla con un plano horizontal) y el buzamiento o manteo (ángulo entre el plano horizontal y la línea de intersección del plano de falla con el plano vertical perpendicular al rumbo de la falla). En general los planos de falla suelen ser curvos. El plano de falla puede pulirse por fricción, dando lugar a los denominados «espejos de falla». Se denomina 'banda de falla' cuando la zona de deformación tiene una cierta anchura. Bloques o labios de falla: Son las dos porciones de roca separadas por el plano de falla. Cuando el plano de falla es inclinado, el bloque
que se haya por encima del plano de falla se denomina 'bloque colgante' o 'levantado' y al que se encuentra por debajo, 'bloque yaciente' o 'hundido'. Salto o desplazamiento: Es la distancia neta y dirección en que se ha movido un bloque respecto del otro. Estrías de falla: Son irregularidades rectilíneas que pueden aparecer en algunos planos de falla. Indican la dirección de movimiento de la falla. Gancho de falla: en algunos casos se produce un pliegue de arrastre en uno o en los dos labios de la falla, cuya orientación será diferente según la falla sea normal o inversa e indicará el sentido del desplazamiento relativo.
ÍNDICE DE CALIDAD DE ROCA, RQD: calificación la calidad de una masa de roca propuesta por Deere con base en el estado de los núcleos de perforación de diámetro NX. Numéricamente el RQD se define como la relación porcentual entre a) la sumatoria de las longitudes de los trozos de núcleos mayores de 10 centímetros, y b) la longitud total de la perforación. Cf. Calificación del macizo rocoso, RMR.
RUMBO Y BUZAMIENTO.-La orientación de las discontinuidades es uno de los factores más importantes que influyen en el tipo de remoción. Las clasificaciones publicadas hasta la fecha hablan de términos como “favorable” o “desfavorable”, sin especificar razones convincentes al respecto.
BRÚJULA.- Generalmente son aparatos de mano. Pueden apoyarse en tipié, o en un bastón, o en una vara cualquiera. Las letras (E) y (W) de la carátula están invertidas debido al movimiento relativo de la aguja respecto a la caja. Las
pínulas sirven para dirigir la visual, a la cual se va a medir el Rumbo. ESTABILIDAD DE TALUDES COMO UNA RAMA DE LA ING ENIERÍA: Debido a la naturaleza discontinua de la roca, el diseño de taludes estables es en mucho tanto arte como ingeniería aplicada. La experiencia es importante así como un apropiado uso de las teorías de mecánica de rocas y mecánica de suelos, geología estructural e hidrología. Estabilidad de taludes en ingeniería civil.-El campo de la ingeniería civil utiliza muchos principios de la mecánica de suelos para el análisis de la estabilidad de taludes. Este campo tiene más que ver con cortes de taludes en suelos sueltos, granulares o materiales sin consolidar. Los análisis se utilizan principalmente para:
Cimentaciones, construcciones o desplantes de presas. Cortes en caminos. Corte y recubrimientos en túneles. Canales de irrigación. Presas de jales. Patios de desperdicios (waste dumps).
Imagen a la derecha, Influencia de las condiciones geológicas en la estabilidad de cortes en roca: a) potencialmente inestable, las discontinuidades están a favor de la cara del talud; b) Talud estable, la cara excavada es paralela a las discontinuidades; e) talud estable, las discontinuidades tiene un echado hacia adentro de la cara del talud; d) Falla por volcamiento de bloques que se encuentran con una inclinación pronunciada hacia la cara del talud; e) intemperismo de estratos de pizarra en donde sobresalen los estratos de la arenisca más resistente; f) potencial falla a lo largo de una superficie circular poco profunda, en fracturas muy cercanas y roca débil. Estabilidad de taludes en la ingeniería de minas. El campo de la ingeniería de minas, en el otro lado de la estabilidad de taludes, utiliza fundamentalmente principios de la mecánica de rocas para analizar la estabilidad de taludes en cortes rocosos. La mecánica de rocas es más complicada que la mecánica de suelos por las siguientes razones (Brawner y Milligan 1971):
Los materiales rocosos son heterogéneo y normalmente anisótropos.
Los parámetros de resistencia relacionados a los macizos rocosos son infinitamente variables y difíciles, si no es que imposibles de determinar precisamente. Los modelos y teorías generalizadas del comportamiento de las rocas son muy complejos, así como las matemáticas que lo envuelven. Las condiciones de campo son extremadamente difíciles y a menudo imposibles de duplicar en un laboratorio. El muestreo en campo es por lo general complicado y el consumo de tiempo y dinero son altos.
2.2.1. Clasificaciones Geo-mecánicas de los Macizos Rocosos 2.2.1.1. Introducción Las clasificaciones geo-mecánicas se utilizan mucho actualmente, sobre todo en los estudios geotécnicos de túneles, (donde de los diez mil kilómetros de túneles y galerías que se excavan anualmente aproximadamente un 80 % se excavan atendiendo únicamente a la clasificación geo-mecánica de los terrenos), pero es conveniente aplicarlas no perdiendo de vista los datos sobre los que se fundamentan. En lo que se refiere a los taludes, la principal ventaja de las clasificaciones geo-mecánicas consiste en que permiten obtener, mediante unas correlaciones establecidas, los principales parámetros mecánicos del macizo rocoso: módulo de elasticidad, coeficientes del criterio de rotura Hoek-Brown, etc. La utilización directa de las clasificaciones para determinar la estabilidad de los taludes puede tener ventajas en fases iniciales del estudio, pero su empleo como única herramienta de decisión a nivel de proyecto es cuestionable (Bieniawski, 2003). Los sistemas de clasificación de los macizos rocosos tienen por objeto evaluar sus características para determinar de forma cuantitativa su calidad. El término “macizo rocoso” se refiere al conjunto de uno o varios tipos de rocas atravesados por plano de discontinuidad en el que se inserta la obra de ingeniería o la mina. Su caracterización requiere el conocimiento de los siguientes parámetros: Resistencia y comportamiento de la roca. Familias de discontinuidades existentes. Espaciado de los planos de discontinuidad y fracturación del macizo. Caracteres geo-mecánicos de las discontinuidades: continuidad,
rugosidad, separación y resistencia de los labios, meteorización y relleno. Condiciones del agua en las juntas. Tensiones in situ, naturales o inducidas. Alteraciones producidas en el macizo rocoso por las excavaciones.
Los criterios de clasificación tienen que ser claros y consistentes para que no haya ninguna duda a la hora de aplicarlos y las categorías que se establezcan deben ser mutuamente excluyentes, de modo que no sea posible asignarle a un macizo rocoso dos categorías distintas. Por otra parte, se gana en objetividad a
la hora de definir la calidad de un macizo rocoso si se obtienen índices mediante dos o más clasificaciones que se puedan correlacionar entre sí.
2.2.1.2. Clasificaciones más importantes Las tres clasificaciones más utilizadas actualmente son la de Bieniawski (RMR), la de Barton, Lien y Lunde (Q) y la de Hoek-Brown (GSI). Las dos primeras utilizan un parámetro, RQD (Rock Quality Designation), que constituye la base de la clasificación de Deere. A continuación se describen estas cuatro clasificaciones. 2.2.1.2.1. Clasificación de Deere (1967) Para ir dando respuesta a las dificultades planteadas por las clasificaciones primitivas utilizadas para estimar entibaciones de túneles, fueron surgiendo otras clasificaciones, como la de Deere, que en 1967 propuso un sistema de diseño de sostenimientos basado en el RQD. Este parámetro se obtiene a partir del porcentaje de trozos de testigo mayores de 10 cm recuperado en un sondeo, tal y como muestra la Figura 1 y permite estimar el grado de fracturación del macizo rocoso.
Figura 1. Estimación del R.Q.D. a partir de testigos de sondeo. Fotografía y montaje: David Córdova.
El RQD hay que tomarlo con las debidas precauciones, ya que su valor depende no sólo de la fracturación del macizo rocoso sino también de otros factores, como la técnica del sondeo, su dirección, diámetro, etc. A veces hay que estimar el RQD a partir de datos en afloramientos, al no disponer de sondeos. En estos casos, se puede utilizar la siguiente relación (Palmstrom, 2005), aunque su precisión no es superior a la que puede proporcionar una mera estimación visual (Bieniawski, 2003):
Donde Jv es el índice volumétrico de juntas o número de juntas por metro cúbico (Figura 2.).
Figura 2. Estimación del Jv y clasificación del tamaño de bloque en función de espaciados de juntas y número de familias observadas en campo.
Según su RQD, Deere clasificó los macizos rocosos en 6 grupos y propuso distintos sostenimientos en función de la calidad del macizo y del método de excavación utilizado. 2.2.1.2.2. Clasificación de Bieniawski (1973, 1976, 1989) Esta clasificación se desarrolló inicialmente a partir de la experiencia en obras realizadas en África del Sur. Su aplicación no tiene apenas limitaciones, excepto en rocas expansivas y fluyentes donde no es aconsejable su uso. A.
Obtención del índice RMR Para determinar la calidad del macizo rocoso, se divide éste en dominios estructurales, es decir, en zonas delimitadas por discontinuidades geológicas, dentro de las cuales la estructura es prácticamente homogénea. La estructura del macizo comprende el conjunto de fallas, diaclasas, pliegues y demás características geológicas propias de una determinada región. El índice que define la clasificación es el denominado RMR (Rock Mass Rating), que evalúa la calidad del macizo rocoso a partir de los parámetros siguientes: Resistencia a compresión simple del material rocoso. En la Tabla 1. se presenta una estimación de las resistencias medias de ciertas rocas según Bieniawski, 1973.
Tabla 1. Estimación de las resistencias medias de ciertas rocas según Bieniawski, 1973
RQD. Este parámetro, que se considera de interés para seleccionar el revestimiento de los túneles, se ha definido anteriormente al tratar sobre la clasificación de Deere (1967). Espaciado de las juntas. El término junta se refiere a las discontinuidades estructurales: fallas, diaclasas, planos de estratificación, etc., y su espaciado es la distancia media entre los planos de discontinuidad de cada familia, es decir, de cada conjunto con las mismas características geo-mecánicas. Entre este parámetro y el anterior existe una relación clara, por lo que a no ser por razones históricas, o sea por la abundante información relacionada con el RQD que existía antes de la aparición de las clasificaciones geomecánicas RMR y Q, quizás éstas no habrían incluido el RQD. La resistencia del macizo rocoso se va reduciendo al aumentar el número de juntas, o sea, cuando disminuyen los espaciados de cada familia. En la Figura 3 se muestra gráficamente la variación de resistencia del macizo, en función del espaciado de las juntas y de la resistencia a compresión simple del material rocoso. Existen muchas clasificaciones del espaciado de las juntas. La utilizada por Bieniawski es la propuesta por Deere en su clasificación de 1967 que se presenta en la Tabla 2. Tabla 2. Clasificación de Deere (1967) del espaciado de las juntas
Figura 3. Variación de la resistencia del macizo rocoso en función del espaciado de las juntas y de la resistencia a compresión simple de la roca (Bieniawski, 1976).
Naturaleza de las juntas. Para describir el estado de las juntas se utilizan los siguientes parámetros: o Apertura entre los labios de la discontinuidad. o Continuidad (dimensiones) de la junta según rumbo y buzamiento. o Rugosidad de los labios. o Resistencia de la roca en los labios de la discontinuidad. o Relleno de la junta. Presencia de agua. En un macizo rocoso diaclasado, el agua tiene mucha influencia en su comportamiento, debiendo estimarse el flujo de agua en litros/min. cada 10 m de túnel. La descripción utilizada es la siguiente: completamente seco, húmedo, agua a presión moderada y agua a presión fuerte. Orientación de las discontinuidades. La orientación de las discontinuidades respecto al eje de la estructura subterránea es un factor de suma importancia para determinar el sostenimiento necesario. La correcta orientación de la cavidad puede hacer descender claramente las necesidades de entibación. La clasificación dada por Bieniawski referente a orientaciones relativas entre las discontinuidades y el eje de la cavidad, se presenta en la Tabla 3. Tabla 3. Orientaciones relativas entre las juntas y el eje de la cavidad.
Después de haber definido los 6 parámetros de la clasificación de Bieniawski, se determina la categoría del macizo rocoso. Se parte de un denominado “valor primario” de calidad que es igual a la suma de los cinco primeros parámetros, cuyos valores se definen en la Tabla 4-a. La versión presentada en esta tabla es la de 1989, actualmente en uso. Para diseñar el sostenimiento de un túnel, este valor primario se modifica en función del último parámetro descrito, es decir, orientación de las discontinuidades (Tabla 4-b). Así se obtiene el RMR del macizo rocoso. Dependiendo del valor total del RMR, se clasifican los macizos rocosos en cinco categorías (ver Tabla 4-c). En la Tabla 4-d se muestran, para túneles, los tiempos durante los cuales se mantienen estables las longitudes sin revestir indicadas. También se presentan las cohesiones y fricciones estimadas de los macizos rocosos en cada una de las cinco clases. Tabla 4. a. Parámetros de clasificación y sus valores
Tabla 4.b. Ajuste de valores por las orientaciones de las juntas
Tabla 4.c. Determinación de la clase del macizo rocoso
Tabla 4.d. Significado de las clases de macizos rocosos
2.2.1.2.3. Clasificación de Barton et al. (1974) A. Definición del índice de calidad Q En esta clasificación se catalogan los macizos rocosos según el denominado índice de calidad Q, basado en los 6 parámetros siguientes: RQD “Rock Quality Designation”. Jn Número de familias juntas. Jr Rugosidad de las juntas. Ja Meteorización de las juntas. Jw Coeficiente reductor que tiene en cuenta la presencia de agua. SRF “Stress Reduction Factor”, factor dependiente principalmente de las tensiones existentes en el macizo rocoso. El valor de los parámetros J r y Ja depende también de la presencia de relleno y del tamaño de las juntas. Mediante los parámetros indicados, se define la calidad del macizo rocoso de la siguiente manera:
El primer cociente, RQD/Jn, representa el tamaño de los bloques. Jr/Ja permite estimar la resistencia al corte entre bloques. Jw/SRF indica el estado tensiones en el macizo rocoso.
En las Tablas 5 a 9 se presentan los valores de todos los parámetros que se han venido describiendo anteriormente. Tabla 5. Número de familias de Juntas. Jn
Tabla 6.Rugosidad de las juntas. Jr
Tabla 8. Agua en las juntas. J w
Tabla 7. Meteorización de las juntas. Ja
Tabla 9. Tensiones en la excavación. S.R.F.
Notas para el uso de las Tablas 5 a 9: 1. Cuando no se dispone de sondeos, el RQD se estima a partir de afloramientos, mediante el índice volumétrico de juntas Jv, tal como se indicó en la clasificación de Deere. 2. El parámetro Jn puede estar afectado por foliación, esquistosidad, laminaciones, etc. Sólo si estas juntas paralelas están suficientemente desarrolladas se contabilizan como una familia; si no, se contabilizan como juntas ocasionales. 3. Se tomarán los valores de los parámetros Jr y Ja de la famil ia de juntas o discontinuidades rellenas de arcilla más débiles de la zona, pero hay que elegir en primer lugar las juntas de orientación desfavorable, aunque no den el valor mínimo del cociente Jr/Ja. 4. En rocas muy anisótropas, la resistencia a compresión simple de la roca, σc, y a tracción, σt, se evalúan en la dirección más desfavorable para la estabilidad de la estructura subterránea.
En la Tabla 10 se recogen los valores de arctan (J r/Ja) que da una idea de la resistencia media al corte de las discontinuidades. Se puede observar en esta tabla que los ángulos de fricción aumentan con la rugosidad en las juntas inalteradas con contacto directo entre sus labios. Estas superficies tienen una fuerte dilatancia cuando sufren esfuerzos cortantes, lo cual es muy favorable para la estabilidad de la excavación. Las juntas más desfavorables son las que no presentan contacto entre sus labios, por la presencia de rellenos. Considerando los intervalos de variación de los valores que definen los seis parámetros del índice de calidad Q del macizo rocoso, se deduce que éste oscila entre 10-3 y 103. Según los valores de Q, se clasifican los macizos rocosos en nueve categorías (Tabla 11). Tabla 10. Resistencia aproximada al corte a partir de los parámetros J r y Ja
Tabla 11. Clasificación de Barton et al. (1974) de los macizos rocosos. Tipos de macizos rocosos.
B.
Utilidad y limitaciones de la clasificación de Barton et al. (1974) El índice Q tiene un alto grado de fiabilidad, ya que está basado en un elevado número de casos que comprenden muy diversos tamaños de túneles, tipos de excavación, profundidades y calidades de macizos rocosos. Por la propia definición del índice Q, no se presenta el problema de falta de sensibilidad a los parámetros considerados individualmente, ya que éstos aparecen como multiplicadores o divisores. Por ello, y debido también al amplio rango de los parámetros en esta clasificación, los casos extremos quedan bien reflejados. Todos los tipos de macizos rocosos están bien representados en esta clasificación, a excepción de aquellos que están sometidos a elevadas tensiones y presentan fenómenos de fluencia de roca. Esta limitación es común a todas las clasificaciones geo-mecánicas. Los casos analizados para el desarrollo de esta clasificación comprenden hasta 50 tipos de roca diferentes La clasificación de Barton tiene en cuenta el estado tensional del macizo mediante el SRF, sin embargo, la evaluación de este parámetro es relativamente subjetiva y no tiene en cuenta la historia tectónica ni otros factores de tipo geomorfológico. El RQD se incluyó tanto en esta clasificación como en la de Bieniawski con objeto de incorporar la experiencia obtenida en el gran número de casos (obras y minas) en los que este parámetro ha sido registrado, aunque el parámetro geotécnicamente más apropiado es el espaciado de las discontinuidades, al cual el RQD está ligado conforme se muestra en la Figura 4. (Bieniawski, 2003). Esta figura proporciona el índice de ponderación del conjunto RQD + espaciado en la clasificación de Bieniawski y permite estimar uno de estos parámetros cuando se conoce el otro. Por consiguiente, se ha producido de hecho en ambas clasificaciones una duplicación del índice de fracturación, que estaba justificada en la época en que se crearon las clasificaciones del RMR y Q porque entonces apenas se disponía de datos, pero hoy en día esta deficiencia ha sido superada, por lo que dichas clasificaciones deberían haber sido modificadas.
La orientación de las juntas no está contemplada en la definición del índice Q, lo cual limita su eficacia, ya que este factor es de especial relevancia en muchos casos. A pesar de la fiabilidad del índice Q, avalada por el elevado número de casos y litologías tomadas como base para su definición, hay que ser muy precisos a la hora de su cuantificación. En concreto, el hecho de desestimar parámetros desfavorables, por ejemplo: expansividad de ciertas rocas, tensiones elevadas en el macizo rocoso, fluencia de la roca o grandes irrupciones de agua, puede srcinar errores en la calidad de 1,5 a 2 e incluso hasta 20 veces. En situaciones especiales se puede producir un error en el valor de Q por el hecho de pasar por alto alguna singularidad como, por ejemplo, una zona de debilidad rellena de arcilla fuera de la sección del túnel pero próxima al hastial. En este caso podría haber una relación de 100 entre la Q estimada y la que realmente tiene el macizo, ya que los 6 parámetros que definen el índice Q se verían afectados desfavorablemente.
Figura 4. Correlación entre el RQD y el espaciado (Bieniawski, 1973).
En cualquier caso, en todas las clasificaciones geo-mecánicas se introduce un importante grado de subjetividad, por lo cual sus resultados deben tomarse siempre a título orientativo, debiendo contrastarse con procedimientos observacionales y analíticos. 2.2.1.2.4. Correlaciones entre RMR y Q La relación entre los índices de calidad RMR y Q puede expresarse en forma general mediante la siguiente ecuación:
Donde, a y b son constantes que dependen del tipo de roca y de su fracturación. Kaiser et al. (1986) señalan el siguiente rango de valores para estos parámetros:
A continuación se presentan las correlaciones entre el RMR y Q obtenidas por algunos investigadores.
El valor dado por Bieniawski corresponde a la media del rango presentado en la Figura 5. En 2004 este mismo autor ha propuesto una nueva correlación que se puede expresar mediante la fórmula siguiente:
En la Tabla 12 se muestran los intervalos de valores del RMR y Q para categorías similares de macizos rocosos. Tabla 12. Intervalos de valores del RMR y Q para categorías similares de m acizos rocosos.
Figura 5. Relación entre RMR y Q. Bieniawski (1979).
2.2.1.2.5. La clasificación GSI (Geological Strength Index). El GSI es un índice de calidad de macizos rocosos que ha sido desarrollado para poder estimar los parámetros m b y s de la clasificación de Hoek-Brown (1980). Dichos autores pensaron que un criterio de rotura de macizos rocosos no podía considerarse sólido si no se relacionaba con una clasificación geo-mecánica. Aunque cuando se desarrolló este criterio de rotura existían ya las clasificaciones RMR (Bieniawski, 1973) y Q (Barton et al., 1973) Hoek y Brown consideraron que éstas habían sido creadas para estimar el sostenimiento de túneles y excavaciones subterráneas, por lo que incluyen parámetros que no son necesarios para estimar las propiedades de un macizo rocoso que deben ser incluidas en un criterio de rotura. En particular, en lo que respecta al RMR, son dos los parámetros que intervienen en esta clasificación que no se han considerado necesarios en el GSI: las condiciones del agua subterránea y la orientación de la estructura geológica. En el caso de la clasificación de Barton et al. (1974), los parámetros que no se consideraron no adecuados fueron: las características del agua subterránea y el estado tensional (SRF). Los mencionados parámetros no deben ser incluidos en un criterio de rotura porque los cálculos tensionales se realizan en tensiones efectivas, o sea, incorporan ya la presión del agua y, por supuesto, las tensiones existentes en el macizo rocoso. La clasificación GSI se basa en una observación cuidadosa del macizo rocoso y, por consiguiente, es esencialmente cualitativa. Este índice incorpora la estructura del mismo y las características geo-mecánicas de las superficies de discontinuidad existentes en él y se obtiene a partir de un examen visual del macizo rocoso en afloramientos y sondeos. El GSI combina los dos aspectos fundamentales del comportamiento de los macizos rocosos, es decir: su fracturación, o sea, el tamaño y la forma de los bloques, y la resistencia al corte de las discontinuidades.
Tabla 13. Índice de resistencia geológica (GSI) para macizos rocosos fracturados (Hoek y Marinos, 2000).
NOTAS SOBRE LAS CONDICIONES DE LOS LABIOS DE LAS DISCONTINUIDADES MUY BUENA BUENA MEDIA MALA MUY MALA
: superficies muy rugosas y sanas. : superficies rugosas, ligeramente meteorizadas y teñidas de óxido. : superficies lisas y moderadamente meteorizadas y alteradas. : superficies con espejos de falla y altamente meteorizadas, con rellenos de fragmentos angulares o con recubrimientos compactos. : superficies con espejo de falla altamente meteorizadas con recubrimientos o rellenos de arcillas blandas.
Esta nueva clasificación fue expuesta por primera vez por Hoek et al. en 1992 y desarrollada posteriormente por Hoek (1994), Hoek et al. (1995) y Hoek y Brown (1997), pero en esta primera época su campo de aplicación se restringía a macizos rocosos relativamente resistentes y no incluía los macizos rocosos más débiles. Últimamente en varias publicaciones de Hoek y Marinos (Hoek et al. 1998; Marinos y Hoek 2000, 2001 y 2005) se ha ampliado la clasificación GSI para abarcar un tipo más de macizos rocosos: los laminados y cizallados. En la Tabla 13 se muestra
un gráfico que permite estimar el GSI a partir de datos geológicos. En esta tabla, cuando se considera que la resistencia al corte de las discontinuidades puede sufrir un deterioro como consecuencia de los cambios de humedad, si existe agua en las discontinuidades, debe atribuirse a la calidad de las superficies de las discontinuidades un grado inmediatamente inferior al que aparentemente poseen. Cuando se determina el valor del GSI a partir de las observaciones realizadas en un frente en el que el macizo rocoso se encuentra severamente dañado por voladoras, para compensar el efecto de éstas se debe subir el índice GSI una fila. Si el afloramiento donde se observa el macizo rocoso se halla meteorizado, la casilla de la Tabla 13 correspondiente al GSI obtenido a partir de las observaciones realizadas en él se debe desplazar una columna a la izquierda. Por ejemplo, si de las observaciones efectuadas en un frente en donde el macizo rocoso está dañado por voladuras y meteorizado se obtiene una clasificación “formado por muchos bloques-mala”, realmente el macizo rocoso será del tipo “formado por bloques-media”. Para resolver con mayor rigor el caso anteriormente expuesto es conveniente disponer de testigos de sondeos que muestren cómo es la meteorización del macizo rocoso al nivel de la obra y cuál es su estado cuando no está afectado por las voladuras; esto último se puede ver también si se observa un frente en el que las voladuras se han efectuado mediante técnicas de pre-corte o recorte. La clasificación GSI se basa en un comportamiento isótropo del macizo rocoso, es decir, independiente de la dirección de aplicación de las cargas. Por consiguiente, no es utilizable en aquellos macizos rocosos en los que, como en las pizarras, existe una dirección estructural dominante que controla, por su debilidad, la rotura del macizo rocoso; el macizo rocoso situado en la fila inferior de la Tabla 13, o sea, la sexta, no puede tener un comportamiento anisótropo ya que la diferencia de resistencias entre la roca y las discontinuidades es pequeña. Tampoco es apropiado utilizar el GSI en macizos rocosos muy poco fracturados, constituidos por rocas de alta resistencia, en los que el espaciado de las discontinuidades es del mismo orden que la altura del talud. En este caso es muy probable que la estabilidad del talud dependa únicamente de la resistencia de las discontinuidades. En la etapa inicial del GSI, los creadores de esta clasificación propusieron (Hoek y Brown, 1997) estimar el GSI a partir del RMR y Q, realizando algunas correcciones en estos índices. Actualmente se considera que esta forma de proceder puede resultar correcta solamente en los macizos rocosos de mejor calidad pero que puede carecer de sentido en los de calidad baja. No se recomienda (Marinos et al., 2005) utilizar la correlación que se presenta a continuación en macizos rocosos débiles y heterogéneos, con GSI <35. En los macizos rocosos de mejor calidad el GSI se puede estimar directamente a partir de la versión de 1976 del RMR, pero valorando con un 10 (macizo rocoso seco) el parámetro correspondiente al agua y con un cero el que recoge el efecto de la orientación de las discontinuidades (orientación muy favorable).
Si se utiliza la versión de 1989 del RMR de Bieniawski, GSI=RMR’89 -5, habiendo asignado un valor de 15 al parámetro que representan la influencia del agua y de cero, como cuando se utiliza el RMR’ 76, al de orientación de las juntas.
2.2.1.3. Aplicación de la clasificación de Bieniawski (RMR) al diseño de taludes. Índice SMR 2.2.1.3.1. Definición del índice SMR (Romana, 1985, 1988 y 1992). Esta clasificación es un método rápido y sencillo para estudiar la estabilidad un talud en un macizo rocoso en Bieniawski la etapa inicial un proyecto. Elde índice SMR está basado en el RMR de (1973,de 1976 y 1989). Bieniawski en su clasificación define un RMR primario como la suma de 5 parámetros. A continuación este índice primario se ajusta según sea la orientación de las discontinuidades. Para aplicar el RMR a la estabilidad de taludes, Bieniawski propone sustituir el factor de ajuste por orientación de las discontinuidades dado en su tabla srcinal para túneles por otro que varía de 0 a 60, según se muestra en la Tabla 14, pero no define el significado de cada tipo de orientación.
Tabla 14. SMR. Valoración de la orientación de las discontinuidades.
El hecho de utilizar factores de ajuste que llegan a alcanzar el 60% ha hecho caer en desuso la aplicación del RMR a taludes en roca. El índice SMR se obtiene restando del RMR primario un factor de ajuste F que depende de la orientación de las discontinuidades y sumando un factor de excavación F4 que es función del método de excavación utilizado. A su vez, el factor F es el producto de tres sub-factores que consideran: la orientación relativa del rumbo del plano del talud con respecto al de las discontinuidades, F 1, la diferencia entre el buzamiento de las discontinuidades y del talud, F 3, y el propio buzamiento de las discontinuidades, F2.
2.2.1.3.2. Factores de ajuste del RMR Los factores de ajuste se evalúan tal como se indica a continuación:
F1 depende del paralelismo entre el rumbo de las discontinuidades y el de la cara del talud. Se le asigna un valor de
1 cuando los dos rumbos son paralelos y 0,15 cuando éstos difieren en más de 30°. Empíricamente, Romana (1985) ha obtenido la siguiente relación:
donde, αj es la dirección de buzamiento de las discontinuidades. αs es la dirección de buzamiento del talud.
F2 depende del buzamiento de la discontinuidad si la rotura plana es el mecanismo más probable de fallo del talud. Cuando la discontinuidad tiene un buzamiento de 45° o superior, al factor F 2 se le asigna un valor de 1 y de 0,15 cuando dicho buzamiento es inferior a 20°. Romana (1985) propone la siguiente expresión para el cálculo de F2:
donde, βj es el buzamiento de la discontinuidad. Si la rotura por vuelco es el mecanismo más probable, se adopta el valor de 1 para el factor F 2. F3 evalúa la relación entre el buzamiento de la junta y el del talud. Para este factor se utilizan los valores propuestos por Bieniawski para la orientación de las discontinuidades que se presentan en la Tabla 14. En caso de rotura plana, F 3 indica la probabilidad de que las juntas afloren en la cara del talud. Se considera una situación normal cuando el buzamiento medio de la familia de discontinuidades es igual al del talud, con lo cual sólo unas pocas juntas estarán descalzadas. Si el buzamiento del plano del talud es 10° mayor que el de las discontinuidades, las condiciones serán muy desfavorables ya que casi todas estarán descalzadas. En caso de vuelco, como el proceso de rotura del talud es progresivo, no se
consideran en ningún caso condiciones desfavorables. En esta situación se utiliza la solución de Goodman y Bray (1976) que se expondrá más adelante, en el capítulo dedicado a la rotura de taludes por vuelco, para evaluar la probabilidad de que se produzca este tipo de rotura. F4 es el factor de ajuste según el método de excavación, habiéndose establecido empíricamente los siguientes valores: a. Taludes naturales, F4 = + 15, son los más estables, a causa de los procesos de erosión sufridos por el talud y de los
b. c. d. e. f.
mecanismos de protección que muchos de ellos poseen (vegetación, desecación superficial, drenaje torrencial, etc.). Excavados mediante pre-corte, F4 = + 10. Excavados con técnicas de voladura suave (recorte) bien ejecutadas, F4 = + 8. Ejecutados por medio de voladuras bien realizadas, F4 = 0. Excavados mediante voladuras defectuosas que pueden dañar la estabilidad, F4 = - 8. Excavación mecánica de los taludes por “ripado”, F4 = 0. Sólo es posible cuando el macizo rocoso está muy fracturado o la roca es blanda. Con frecuencia se combina con pre-voladuras poco cuidadas. Las caras del talud presentan dificultades de acabado. Por ello se considera que el método no mejora ni empeora la estabilidad.
En la Tabla 15 se presentan los valores de los factores F1, F2 y F3 y en la Tabla 16 los del factor F 4. Tabla 15. Factor de ajuste de las juntas (Romana, 1985)
P = Rotura plana T = Rotura por vuelco αs = Dirección de buzamiento del talud αj = Dirección de buzamiento de las juntas βs = Buzamiento del talud βj = Buzamiento de las juntas Tabla 16. Factor de ajuste según el método de excavación. (Romana, 1985)
Como se indicó anteriormente, este método se creó para proporcionar una primera estimación de la estabilidad de un talud en la fase inicial del estudio.
2.2.2. Estabilidad de taludes 2.2.2.1. Conceptos Básicos La modelación o representación matemática del fenómeno de la falla al cortante en un deslizamiento se realiza utilizando las teorías de la resistencia al cortante de los suelos. Suelos al fallar al corte se comportan de acuerdo a teorías tradicionales de fricción y cohesión, estas se consideran como propiedad intrínsecas del suelo. La presencia de agua reduce el valor de resistencia del suelo dependiendo de las presiones internas o de poros, se la logra obtener restando la presión de poros a la presión normal. La presión resultante se la conoce con el nombre de presión efectiva. (Juárez, 2005). Ángulo de fricción.- El ángulo de fricción es la representación matemática del coeficiente de rozamiento. El ángulo de fricción depende de varios factores, los más importantes son: tamaño de granos, forma de granos, distribución de tamaño de granos y densidad. (Badillo, 2005). Cohesión.- Es una medida de la cementación o adherencia entre las partículas de suelo; además representa la resistencia al cortante producida por la cementación. En suelos granulares no existe ningún tipo de material que pueda producir adherencia, la cohesión se supone igual a “0” y a estos suelos se los denomina como suelos no cohesivos. (Badillo, 2005). Talud.- Es una superficie de terreno expuesta que posee un ángulo en referencia con la horizontal. Puede ser naturales o artificiales, los taludes naturales se los conoce en campo usualmente como laderas, a diferencia de los artificiales se los conoce como terraplén y desmonte. Los problemas que suelen presentar se enlazan directamente con los problemas mecánicos de suelos y rocas. (Jiménez, 1981). Falla de talud.- Se refiere al deslizamiento o rotura del talud a lo largo de una superficie conocida como superficie de falla o de rotura. Superficie de falla o de rotura.- Es una superficie de deslizamiento potencial específica del talud donde se produce la falla, es decir donde las fuerzas actuantes tienden a ser mayores a las fuerzas estabilizadoras. Nivel freático.- Es el límite superior de la zona de saturación es decir al nivel libre de agua subterránea. Presión de poros.- Se refiere a la presión que ejerce las aguas subterráneas en el suelo o roca y afecciones que producen a la estabilidad del talud. La infiltración del agua superficial causa el aumento de la presión de poros. Factor seguridad.- Es la relación entre la resistencia a cortante del suelo sobre el esfuerzo cortante desarrollado a lo largo de la superficie más probable de falla.
2.2.2.2. Estabilidad Se entiende por estabilidad a la seguridad que posee el suelo contra la falla o movimiento, es decir a la capacidad admisible del suelo ante el esfuerzo cortante desarrollado sobre la superficie más probable de falla del talud. El análisis de estabilidad de taludes según el fin constructivo se lo realiza a corto, mediano y largo plazo. En el campo de ingeniería civil se realiza la estabilidad a largo plazo debido a que esa obra va a ser útil un período de vida elevado y debe de ser seguro a razón de que se anexa a obras tales como vías, canales etc. El análisis a corto o mediano plazo se lo realiza cuando no se necesita que la estabilidad del talud sea prolongada, y su tiempo puede oscilar desde meses hasta años, usualmente se presentan estos casos en las explotaciones mineras. De esta manera se debe realizar un análisis de las condiciones srcinales, para que se estudie en una línea de tiempo la razón del deterioro del talud, y poder llegar encontrar cuál es el factor detonante que pudo o puede causar la falla, e indicar así cual es el margen de estabilidad. (Herrera, 2003). El margen de estabilidad se lo puede interpretar cuantificablemente con el factor de seguridad, el cual es un valor numérico que indica cuan estable o funcional es el talud que se encuentra siendo analizado; teniendo en cuenta que el análisis de matemático conlleva al estudio de la estabilidad del talud por ende al de su seguridad y funcionalidad.
2.2.2.3. Factor de Seguridad Como menciona la sección anterior para poder establecer si un talud es estable o no, se debe interpretar el resultado obtenido que brinda el análisis de estabilidad de taludes, el cual es conocido como factor de seguridad. El factor de seguridad es la relación entre la resistencia admisible al cortante del suelo y el esfuerzo cortante aplicado, en otras palabras es la resistencia del material que posee el talud en relación con los esfuerzos de corte crítico que tratan de producir la falla. Para ello se realiza el análisis de la superficie de falla cinemáticamente posible, con el fin de hallar el factor de seguridad el cual es conocido también como factor amenaza, debido a que indica las peores condiciones del comportamiento de la masa a fallar; dicho factor es tomado como factor global del talud para poder realizar su análisis. El margen de estabilidad que es interpretado por medio del factor de seguridad global obtenido, permite comparar la efectividad de una medida de implementación o estabilización y su efecto sobre la estabilidad del talud analizado. (Suárez, 2009).
2.2.2.4. Análisis de Estabilidad de Taludes Se debe partir del inciso de que el análisis de estabilidad es un procedimiento físico-matemático, es decir realiza un procedimiento de ecuaciones matemáticas eficientes conjuntamente con un estudio cinemático de las fuerzas tanto actuantes como resistentes. Existen un sin número de métodos de cálculo encargados del estudio del análisis matemático de estabilidad de taludes, que a través de su resultado indican si el talud es estable o no, es decir el margen de estabilidad interpretado
a través del factor de seguridad obtenido. En la Figura 6 se muestra la clasificación de los métodos cálculo para el análisis de estabilidad de taludes.
Figura 6. Métodos de análisis de estabilidad de taludes Suárez, J. (2009). Deslizamientos.
Para la elección del método a implementar en él análisis, se debe tener en cuenta las características geológicas y geo-mecánicas de los materiales que conforman el talud, así el estudio de ciertas variables, tales como la estratificación de los suelos, además de sus parámetros de resistencia cortante, el estudio de la infiltración de agua que se produce en el talud; juegan un papel importante dentro del análisis de estabilidad. (Ayala, 1986). En la Tabla 17 se presenta de manera distribuida y ordenada el cómo se presenta los factores que afectan a la estabilidad de un talud: Tabla 17. Factores influyentes en la estabilidad de taludes. González de vallejo, L. (2003). Ingeniería geológica.
El procedimiento de los métodos de cálculo se realiza a través de los parámetros físico resistente o las fuerzas internas que se producen en el suelo, los cuales son:
Cohesión (C): Ángulo de fricción ( )
Peso específico saturado del suelo en estado natural (γ)
Se debe tener en cuenta que la resistencia admisible al corte se expresa en función de la cohesión y de la fricción. En el apartado anterior se mencionó que el análisis de estabilidad de taludes es un procedimiento físico-matemático, a continuación se presentan las ecuaciones matemáticas en donde se plasmas las acciones físicas, que se encuentran sobre el talud, es decir a la relación entre las fuerzas resistentes sobre las fuerzas actuantes.
donde, Fuerzas estabilizadoras Rc, Fuerzas Cohesivas (fuerzas resistentes). (c*A)
A, Área del plano de rotura. C, Cohesión R , Resistencia al esfuerzo cortante del terreno, debido al rozamiento interno movilizados a lo largo de la superficie de rotura; combinada con la componente del peso actuando normal a la superficie de rotura. (w*cos *tan ). W, Peso de la masa de talud , Ángulo de inclinación del talud , Ángulo de fricción interna del suelo
Fuerzas desestabilizadoras S, Fuerza que tiende al deslizamiento o también se puede denotar como la componente del peso que actúa en función del plano de rotura (w *sen ). La presencia del nivel freático afecta directamente a los parámetros físicos de los materiales que conforman el talud; en los métodos de equilibrio límite, se trabaja con la posición del mismo; de esta manera la presión de agua sobre un punto se puede obtener con el peso de la columna vertical del agua.
W, Peso de la masa del talud
U, Efectos del agua. (z*γw)
Z, Posición del nivel freático
γw, Peso específico del agua
Figura 7. Fuerzas aplicadas en el talud González de vallejo, L. (2003). Ingeniería geológica.
Al final del análisis se obtiene un valor numérico es decir el factor de seguridad, para poder interpretar el resultado obtenido del análisis de estabilidad se toma en cuenta ciertos criterios, las cuales se las presenta a continuación:
Cuando el valor es 1: Indica que el talud se encuentra en un estado de falla incipiente, es decir las fuerzas aplicadas están cumpliendo las condiciones de equilibrio estricto, pero puede que se produzca la falla; en este caso las fuerzas actuantes y resistentes son iguales a lo largo de la superficie de falla. Cuando el valor es 1,2: Se escoge este valor para el diseño de un talud en el cual falla no cause daños. Cuando el valor es 1,3: Es utilizado para taludes a corto plazo o temporales, tal es el caso de taludes ubicados en obras mineras, donde su período de vida útil oscila desde meses hasta años. Cuando el valor es 1.5 a 2: Indica que la resistencia que posee el suelo es aceptable y bastante favorable, es por ello que se utiliza para taludes a largo plazo o permanentes. Estos valores son utilizados también para taludes ubicados donde exista la presencia de vidas humanas. Según la trascendencia de la obra también se puede presentar ciertos valores numéricos para el factor de
seguridad, los mismos que sirven como línea base para el análisis de estabilidad. Además el análisis de taludes según el fin constructivo del talud se lo realiza a corto, mediano y largo plazo; en el campo de ingeniería civil se realiza la estabilidad a largo plazo, a razón de que las obras civiles son útiles en un período de vida elevado. (Suárez, 2003).
2.2.2.5. Tipos de rotura 2.2.2.5.1. Taludes en suelos Los taludes en suelos rompen generalmente a favor de superficies curvas, con forma diversa condicionada por la morfología y estratigrafía del talud (Figura 8): Puede ser aproximadamente circular (la más frecuente), con su extremo inferior en el pie del talud, (deslizamiento de pie), cuando éste está formado por terreno homogéneo o por varios estratos de propiedades geotécnicas homogéneas (Figura 9b). Puede ser casi circular pero pasando por debajo del pie del talud (deslizamiento profundo; Figura 9c). Si se dan determinadas condiciones en el talud, como la existencia de estratos o capas de diferente competencia, puede tener lugar una rotura a favor de una superficie plana o de una superficie poligonal formada por varios tramos planos (Figura 9d). Las roturas de taludes en suelos a favor de un único plano paralelo al t alud son prácticamente inexistentes, aunque este modelo puede ser válido en el caso de laderas naturales con recubrimientos de suelos sobre rocas (Figura 9a) o en el caso de taludes rocosos, donde la presencia de discontinuidades paralelas al talud puede definir superficies de roturas planas, aunque en general éstas no alcanzan la cabecera del talud. El modelo del talud «infinito», (su longitud puede considerarse infinita con respecto al espesor de la masa que rompe) puede adoptarse en muchas laderas naturales donde la superficie de rotura está definida por el contacto, prácticamente paralelo al talud, entre el terreno superficial (coluvial o suelo residual) y la roca subyacente.
Figura 8. Rotura curva de un talud en suelos arcillosos y pizarras. Puertollano. Ciudad Real; se observa la grieta d e tracción y el salto vertical de la cabecera del talud (foto L. González de Vallejo).
Figura 9. Tipos de superficies de rotura en suelos.
2.2.2.5.2. Taludes en Rocas Los diferentes tipos de roturas están condicionados por el grado de fracturación del macizo rocoso y por la orientación y distribución de las discontinuidades con respecto al talud, quedando la estabilidad definida por los parámetros resistentes de las discontinuidades y de la matriz rocosa. En macizos rocosos duros o resistentes, las discontinuidades determinan la situación de los planos de rotura. En macizos formados por rocas blandas poco competentes, la matriz rocosa también juega un papel importante en la generación de estos planos y en el mecanismo de rotura. En la Figura 10 se presentan diferentes modelos de rotura en taludes y las relaciones entre ángulos y alturas para diferentes tipos de macizos rocosos. Los modelos de rotura más frecuentes son: rotura plana, en cuña, por vuelco, por pandeo y curva. La Figura 11 incluye la representación estereográfica de las condiciones estructurales de algunos de ellos.
Figura 10. Tipos de rotura en taludes rocosos, curva de resistencia para el macizo y relaciones entre inclinación y altura del talud modificado de Hoeky Bray. 1981).
Figura 11. Representación estereográfica de los planos de discontinuidad con respecto a la orientación d el talud para algunos tipos de roturas en macizos rocosos (modificado de Hoeky Bray. 1981).
A.
Rotura Plana Se produce a favor de una superficie preexistente, que puede ser la estratificación, una junta tectónica, una falla, etc. La condición básica es la presencia de discontinuidades buzando a favor del talud y con su misma dirección, cumpliéndose la condición de que la discontinuidad debe estar descalzada por el talud ( > ) y su buzamiento debe sermayor que su ángulo de rozamiento interno ( > φ >) (Figura 12a). En taludes excavados
paralelos a la estratificación, pueden tener lugar roturas planas por deslizamiento de los estratos; este tipo de rotura es típica en macizos lutíticos o pizarrosos, generándose los planos de rotura a favor de la esquistosidad (Figura 13). Los diferentes tipos de roturas planas dependen de la distribución y características de las discontinuidades en el talud. Las más frecuentes son (Figura 14): Rotura por un plano que aflora en la cara o en el pie del talud, con o sin grieta de tracción.
Rotura un plano paralelo pérdidapor de resistencia del pie. a la cara del talud, por erosión o
Figura 12. Condiciones para la rotura plana y para la rotura en cuña.
Figura 13. Roturas planas en los bancos de un talud a favor de las superficies de estratificación. Ciudad Rodrigo. Salamanca (foto L. González de Vallejo).
Figura 14. Tipos de Rotura Plana
B.
Rotura en cuña Corresponde al deslizamiento de un bloque en forma de cuña, formado por dos planos de discontinuidad, a favor de su línea de intersección (Figura 15). Para que se produzca este tipo de rotura, los dos planos deben aflorar en la superficie del talud, y se deben cumplir iguales condiciones que para la rotura plana: ψ > > >, siendo en este caso el buzamiento de la línea de intersección (Figura 12b). Este tipo de rotura suele presentarse en macizos con varias familias de discontinuidades, cuya orientación, espaciado y continuidad determina la forma y el volumen de la cuña.
Figura 15. Planos de una cuña deslizada en un talud rocoso en serpentinas. Ronda. Málaga (foto L González de Vallejo).
En la Figura 16 se incluye la representación estereográfica de varias familias de discontinuidades y las direcciones de deslizamiento de las cuñas que se forman para un talud con una inclinación dada. La comparación de los ángulos de inclinación del talud, de la línea de intersección de los planos de cuña y de la fricción de los planos permite determinar si la cuña es estable o inestable.
Figura 16. Representación estereográfica de cuñas. Las cuñas A y B no tienen posibilidad de deslizar por no cumplirse la condición > ; las cuñas D Cy presentan condiciones de deslizamiento.
C.
Vuelco de estratos Se produce en taludes de macizos rocosos donde los estratos presentan buzamiento contrario a la inclinación del talud y dirección paralela o sub-paralela al mismo. En general, los estratos aparecen fracturados en bloques a favor de sistemas de discontinuidades ortogonales entre sí (Figuras 17 y 18). Este tipo de rotura implica un movimiento de rotación de los bloques, y la estabilidad de los mismos no está únicamente condicionada por su resistencia al deslizamiento.
Figura 17. Esquemas de taludes con estructura favorable al vuelco de estratos.
Figura 18. Bloques rocosos un talud que han sufrido proceso de vuelco (foto de L. González de Vallejo).
D.
Rotura por pandeo Este tipo de rotura se produce a favor de planos de estratificación paralelos al talud ( = , )con buzamiento mayor que el ángulo de rozamiento interno ( > ). La rotura puede ocurrir con o sin flexión del estrato; la condición necesaria es que los estratos sean suficientemente esbeltos, en relación con la altura del talud, para poder pandear (Figura 19).
Figura 19. Esquema de pandeo en estratos verticalizados. Con flexión y fractura de los estratos.
Las causas que pueden generar la rotura por pandeo son:
Altura excesiva del talud. Existencia de fuerzas externas aplicadas sobre los estratos. Geometría desfavorable de los estratos.
Existencia de presiones de agua sobre los estratos. Concentración desfavorable de tensiones.
Este tipo de rotura suele darse en los taludes de muro de cortas mineras, al ser excavados paralelos a la estratificación, cuando los planos presentan espaciados pequeños (Figura 20).
Figura 20. Pandeo de estratos en materiales lutíticos con rotura de las placas de roca en su base, Peñarroya Córdoba (foto L. González de Vallejo).
E.
Rotura curva La rotura curva puede ocurrir en macizos rocosos blandos poco competentes y en macizos muy alterados o intensamente fracturados, que presentan un comportamiento isótropo y donde los planos de discontinuidad no controlan el comportamiento mecánico (Figura 21); en este caso, el macizo se comporta como un suelo. No obstante, la existencia de zonas singulares de debilidad y de grandes planos de discontinuidad en este tipo de macizos, como fallas, pueden condicionar modelos de rotura con otras tipologías.
Figura 21. Esquema de rotura curva en macizos rocosos intensamente fracturados.
2.2.2.6. Análisis de taludes finitos con superficie de falla superficialmente cilíndrica Al analizar este tipo de taludes se recomienda hacer la suposición de una superficie curva para la falla, debido a que la mayor parte de la masa deslizada se mueve aproximadamente a la forma paralela de la superficie del terreno. (Braja M. Das, 2001). Es así como la falla de los taludes puede ocurrir de la siguiente manera: Cuando la falla ocurre de tal manera que la superficie de deslizamiento intersecta al talud en o arriba de su pie, es llamada una falla de talud. Al círculo de falla se lo conoce como círculo de pie, éste pasa por el pie del talud y círculo de talud si pasa arriba de la punta del talud. Bajo ciertas circunstancias es posible tener una falla de talud superficial. Cuando la falla ocurre de tal manera que la superficie de deslizamiento pasa a alguna distancia debajo del pie del talud, se la nombra como falla de base. El círculo de falla se lo conoce como medio punto.
Figura 22. Tipos de falla en círculo presentadas en un talud Saheza, P. C. (2013). Revista de la construcción.
2.2.2.7. Métodos de equilibrio límite El análisis de estabilidad de taludes enfocado a los métodos de equilibrio límite, se encarga de estudiar el equilibrio de una masa potencial inestable; este procedimiento se realiza al efectuar la relación entre las fuerzas que tienden al movimiento con las fuerzas que se oponen al mismo. Los métodos a trabajar son conocidos también como los métodos de las dovelas, la representación de la superficie de falla de prueba se la hace con un arco de círculo, él mismo que se divide en diferentes tajadas para su análisis, calculando de esta manera la estabilidad de cada dovela separadamente. Por tanto se trabaja a base de la situación hipotética tanto de localización, posición y distribución de fuerzas, sobre cada dovela. Los métodos de equilibrio límite son muy aplicables en la práctica, debido a que la no homogeneidad de los suelos y la presión de poros se toma en consideración, al igual que el esfuerzo normal a lo largo de la superficie de falla. Además se basan en el concepto de que las fuerzas actuantes deben ser menores a las fuerzas resistentes para que exista estabilidad. Tienen como concepto de que el factor de seguridad es igual en todos los puntos, es decir es un valor promedio. La metodología empleada para el análisis de estabilidad de taludes, se enfoca en los métodos aproximados de las dovelas por la eficacia su y sencillez que poseen; los cuales son: Método Fellenius, Bishop Simplificado y Janbú Simplificado. 2.2.2.6.1. Sistema de dovelas Fellenius (Ordinario, 1936) La superficie de falla que analiza el método es circular, el análisis de equilibrio se presenta en fuerzas, además no tiene en cuenta la fuerza entre dovelas, pero si considera el peso de las mismas. Es decir las fuerzas a tener en cuenta en el método ordinario sobre una dovela son las siguientes:
El peso o fuerza de gravedad, la cual se puede descomponer en una tangente y una normal a la superficie de falla. Las fuerzas resistentes de cohesión y fricción que actúan en forma tangente a la superficie de falla. Las fuerzas de presión de tierra y cortante en las paredes entre dovelas, no son consideradas en el presente método. El método se enfoca en dividir el área en tajadas verticales, se obtiene una fuerza actuante y resultante a cada dovela; la resolución que se produce es inmediata a través de ecuaciones simples. En este método satisface el equilibrio de momentos y no en el equilibrio de fuerzas, además que la precisión que presenta el método disminuye a medida que la presión de poros se hace mayor. El problema que se presenta en el análisis es estáticamente determinado. (Braja M. Das, 2001). El método de Fellenius calcula el factor de seguridad con la siguiente expresión algebraica:
Fellenius (no existe nivel freático)
Fellenius (existe nivel freático)
donde: α, Ángulo de inclinación de la base con respecto a la horizontal. Wn, Peso total de cada dovela. U, Presión de poros = hw*γw hw, Altura del nivel freático ɣw, Peso específico del agua ΔL, Longitud de arco de círculo en la base de la dovela = b/cosa B, Ancho de base de cada dovela α, Ángulo de inclinación referente a la horizontal de cada dovela. C, Cohesión. φ, Ángulo de fricción Este método se lo puede realizar con la ayuda de una herramienta computacional. Como antecedente se presenta que es menos preciso en comparación de otros métodos y que esta precisión disminuye a medida que la presión de poros aumenta, es por esto que se lo recomienda utilizar solo como comparación o punto de partida para el análisis de estabilidad, mas no para diseño. 2.2.2.6.2. Bishop simplificado (1955) Es el más conocido y aplicado al momento de realizar el análisis de estabilidad de una superficie de falla circular, tanto para suelos cohesivos como para suelos friccionantes. El método de Bishop al igual que el de Fellenius, es un método que se basa en el análisis de estabilidad del talud por medio de dovelas, no toma en cuenta las fuerzas cortantes que existen entre ellas las cuales se presentan en dirección vertical. El análisis de equilibrio se presenta en momentos los cuales son referentes al centro del círculo, así como también el equilibrio de fuerzas se considera en dirección vertical, todas las fuerzas de cortante entre dovelas son cero. (Braja M. Das, 2001). La modelación matemática del análisis de estabilidad de taludes referente al método de Bishop simplificado, se presenta en las fórmulas siguientes:
Bishop (no Existe nivel freático)
Bishop (existe nivel freático)
donde: , Ángulo de inclinación de la base con respecto a la horizontal. Wn, Peso total de cada dovela. b, Ancho base de cada dovela U, Presión de poros = hw*γw hw, Altura del nivel freático γw, Peso específico del agua C, Cohesión. φ, Ángulo de fricción Bishop además define un parámetro (m
) que posee implícitamente al
F.S. que brinda conocer la seguridad para una rotura circular.
mα(n), Factor que brinda mayor seguridad al análisis φ, Ángulo de fricción α, Ángulo de inclinación de cada dovela con respecto a la horizontal
F.S.; Factor de seguridad A razón de que el F.S. aparece en forma implícita en la modelación matemática, el proceso a realizar debe de ser interactivo, la conversión del problema con la ayuda de la herramienta computacional, se realiza en forma rápida. 2.2.2.6.3. Janbú simplificado (1954) Analiza cualquier superficie de falla, el equilibrio para su análisis se presenta en fuerzas, y además se asume que no hay fuerza cortante entre dovelas las mismas que tienen posición horizontal. Satisface el equilibrio de esfuerzos y no de momentos. Su análisis tiene un ajuste mejor contrastado al de campo, además de superficies curvas, se puede realizar superficies poligonales. (Braja M. Das, 2001).
Para su análisis se emplea un factor de corrección, el mismo que depende de la curvatura de la superficie de falla, el mismo que sirve para tener en cuenta el posible error que se puede presentar. Dependiendo de la experiencia del ingeniero se puede presentar la suposición del factor de corrección, pero en algunos casos es preferible hacer la lectura de dicho factor directamente del ábaco. La Figura 23 representa el ábaco que se emplea para encontrar el factor de corrección (fo), el mismo que depende de la curvatura de la superficie de falla, siendo “L” la longitud de toda la superficie de falla y “d” el espesor de la superficie de falla.
Figura 23. Diagrama para determinar el factor fo para el método de Janbú Suárez, J. (2003). Deslizamiento Análisis Geotécnico.
Figura 24. Superficie curva circular Fuente: Suárez, J. (2003). Deslizamiento Análisis Geotécnico.
De acuerdo con Janbú, el factor de seguridad se lo encuentra de la siguiente manera:
Janbú (No Existe nivel freático)
Janbú (existe nivel freático)
donde: α, Ángulo de inclinación de la base con respecto a la horizontal. Wn, Peso total de cada dovela. U, Presión de poros. = hw*γw hw, Altura del nivel freático γw, Peso específico del agua C, Cohesión. φ, de corrección fricción fo, Ángulo factor de El método de Janbú es un método interactivo, a razón de que posee el F.S. implícitamente dentro del factor (mα), el mismo que brinda mayor seguridad y confiabilidad al momento de la obtención de resultados.
3.1. GEOLOGIA 3.1.1GEOLOGIA REGIONAL
3.1.1.1. FORMACION KAYRA: Eoceno inferior (Córdova, 1986; Carlotto, 1998)
Litología y ambiente de sedimentación. Está esencialmente constituida por
areniscas feldespáticas, intercaladas con niveles de lutitas rojas (Foto 27). Este conjunto se desarrolló en un medio fluvial entrelazado y llanura de inundación. La parte media-superior es más gruesa y está compuesta por areniscas y microconglomerados con clastos volcánicos y cuarcíticos de un medio fluvial altamente entrelazado. Hacia el sur las facies se hacen más gruesas y aparecen los conglomerados. La formación acaba con facies areno-pelíticas de llanura de inundación y canales divagantes. Las paleocorrientes indican que los aportes proceden del sur y suroeste. El espesor de esta unidad varía entre 2000 y 3000 m
Edad. Estudios anteriores habían considerado a las Capas Rojas del Grupo San Jerónimo como de edad cretácica superior-terciaria (Marocco, 1978; Córdova, 1986). Estudios recientes (Carlotto et al., 1995a; Carlotto, 1998, 2002, 2006a) han mostrado que el Grupo San Jerónimo reposa sobre secuencias datadas paleontológicamente como del Paleoceno-Eoceno inferior? (Formación Chilca). Nuevas edades trazas de fisión FT en apatitos de labase de la Formación Kayra indican una edad de 52.6 ± 8.7 Ma (Eoceno basal) hasta 43 a 42 Ma (Tablas 6 y 7). En consecuencia, la edad dela Formación Kayra es eocena inferior.
3.1.1.2.FORMACIÓN SONCCO: Eoceno superior- Oligoceno inferior (Córdova, 1986; Carlotto, 1998)
Definición y relaciones estratigráficas.
La Formación Soncco (Córdova, 1986) sobreyace concordantemente o en discordancia progresiva a la Formación Kayra, como se aprecia en Ancaschaca. Aflora en los mismos lugares donde lo hace la Formación Kayra y además al oeste de yaurisque.
Litología y ambiente de sedimentación. La Formac ión Soncco se divide en dos miembros: el Miembro I o inferior (200-300 m) está constituido por lutitas rojas de llanura de inundación, intercaladas con niveles de areniscas finas (con mineralización de cobre). El Miembro II o superior (10002000 m) está compuesto por areniscas con clastos blandos y conglomerados con clastos volcánicos de un sistema fluvial altamente entrelazado de procedencia S y SO. En efecto, al sur se puede apreciar conglomerados con clastos más grandes, como en Cusibamba.
Edad. Al suroeste de la ciudad de Cusco, en el flanco suroeste 3.1.1.3.FORMACIÓN SAN SEBASTIÁN: Pleistoceno Definición y relaciones estratigráficas. La Formación San Sebastián fue definida por Gregory (1916) en la Depresión de Cusco, donde sobreyace al basamento Cretácico y Terciario, así como a la Formación Chinchero (Foto 34). Esta unidad también se presenta en la depresión de Ccatca (Cuadrante I), así como en Ayusbamba (Cuadrante III). Por razones de escala incluye los conglomerados de conos aluviales (50 a 70 m) del Plioceno de la Formación Chincheros de las cuencas de Cusco y Ccatca. unidad está decreciente, caracterizadaestá por Litología sedimentación. formar dosy ambiente secuenciasde(Cabrera, 1988): laEsta primera, grano constituida por secuencias de areniscas fluviales de canales entrelazados deltaicos, y lutitas lacustres o palustres (Fig. 17). Niveles diatomíticos y calcáreos caracterizan la parte superior (Foto 35). La segunda, grano creciente, está compuesta por conglomerados y areniscas de conos-terrazas fluvio-torrenciales, que indican el cierre de la cuenca. Este cierre está expuesto por la presencia de estructuras compresivas sinsedimentarias Se trata de sedimentos esencialmente fluvio-lacustres que tienen un espesor de 70 m. Las facies proximales están ubicadas en la parte noroccidental de la cuenca y se trata se secuencias torrenciales y ríos que evolucionan a secuencias fluvio-lacustres en la parte superior, y también lateralmente hacia el oriente donde aparecen las facies
lacustres y palustres (Fig. 17). En Ayusbama, esta unidad está compuesta por arcilla, arena fina, ceniza y turba, en algunos lugares sobre capas de conglomerados con espesores que pasan los 50 m. Corresponde a un pequeño lago represado posiblemente por morrenas glaciares en una pequeña depresión (Gregory, 1914a) Aquí se encuentra un importante yacimiento de fósiles vertebrados. Se han encontrado Scelidotheriinae sp. (Hoffstetter, 1968) y Mylodontinae así como Cuvieronius hyodon, Lama sp. (Eaton, 1914), todos indican una edad pleistocena. Edad. La presencia de una gran variedad de fósiles vertebrados y de palinomorfos ha permitido datar esta formación como del Pleistoceno (Kalafatovich, 1955; Ramírez, 1958; De Muizon, en Cabrera, 1988).
3.1.2. local 3.1.2.1.FORMACION KAYRA Se ha encontrado esencialmente areniscas feldespáticas, intercaladas con niveles de lutitas rojas, donde todo esto se realizo conjunto en un medio fluvial
3.1.2.2.FORMACIÓN SAN SEBASTIÁN está compuesta por conglomerados, areniscas y lutitas de conos-terrazas fluviotorrenciales, que indican el cierre de la cuenca. Este cierre está expuesto por la presencia de estructuras compresivas sinsedimentarias Se trata de sedimentos esencialmente fluvio-lacustres.
INTERPRETACION
Hecho el análisis se ha determinado que existe una correlación de la litología local con la litología regional en cuanto a las formaciones kayra y san Sebastián respectivamente en tal sentido si coinciden
3.2.ESTRATIGRAFIA 3.2.1ESTRATIGRAFIA REGIONAL 3.2.1.1. FORMACION KAYRA: Eoceno inferior Litología y ambiente de sedimentación. Está esencialmente constituida por areniscas feldespáticas, intercaladas con niveles de lutitas rojas (Foto 27). Este conjunto se desarrolló en un medio fluvial entrelazado y llanura de inundación. La parte media-superior es más gruesa y está compuesta por areniscas y microconglomerados con clastos volcánicos y cuarcíticos de un medio fluvial altamente entrelazado. Hacia el sur las facies se hacen más gruesas y aparecen los conglomerados. La formación acaba con facies areno-pelíticas de llanura de inundación y canales divagantes. Las paleocorrientes indican que los aportes proceden del sur y suroeste. El espesor de esta unidad varía entre 2000 y 3000 m
Edad. Estudios anteriores habían considerado a las Capas Rojas del Grupo San Jerónimo como de edad cretácica superior-terciaria (Marocco, 1978; Córdova, 1986). Estudios recientes (Carlotto et al., 1995a; Carlotto, 1998, 2002, 2006a) han mostrado que el Grupo San Jerónimo reposa sobre secuencias datadas paleontológicamente como del Paleoceno-Eoceno inferior? (Formación Chilca). Nuevas edades trazas de fisión FT en apatitos de la base de la Formación Kayra indican una edad de 52.6 ± 8.7 Ma (Eoceno basal) hasta 43 a 42 Ma (Tablas 6 y 7). En consecuencia, la edad de la Formación Kayra es eocena inferior
3.1.2.2.FORMACIÓN SAN SEBASTIÁN: Pleistoceno Definición y relaciones estratigráficas. La Formación San Sebastián fue definida por Gregory (1916) en la Depresión de Cusco, donde sobreyace al basamento Cretácico y Terciario, así como a la Formación Chinchero (Foto 34). Esta unidad también se presenta en la depresión de Ccatca (Cuadrante I), así como en Ayusbamba (Cuadrante III). Por razones de escala incluye los conglomerados de conos aluviales (50 a 70 m) del Plioceno de la Formación Chincheros de las cuencas de Cusco y Ccatca. unidad está decreciente, caracterizadaestá por Litología ambiente de(Cabrera, sedimentación. formar dosy secuencias 1988): laEsta primera, grano constituida por secuencias de areniscas fluviales de canales entrelazados deltaicos, y lutitas lacustres o palustres (Fig. 17). Niveles diatomíticos y calcáreos caracterizan la parte superior (Foto 35). La segunda, grano creciente, está compuesta por conglomerados y areniscas de conos-terrazas fluvio-torrenciales, que indican el cierre de la cuenca. Este cierre está expuesto por la presencia de estructuras compresivas sinsedimentarias Se trata de sedimentos esencialmente fluvio-lacustres que tienen un espesor de 70 m. Las facies proximales están ubicadas en la parte noroccidental de la cuenca y se trata se secuencias torrenciales y ríos que evolucionan a secuencias fluvio-lacustres en la parte superior, y también lateralmente hacia el oriente donde aparecen las facies lacustres y palustres (Fig. 17). En Ayusbama, esta unidad está compuesta por arcilla, arena fina, ceniza y turba, en algunos lugares sobre capas de conglomerados con espesores que pasan los 50 m. Corresponde a un pequeño lago represado posiblemente por morrenas glaciares en una pequeña depresión (Gregory, 1914a) Aquí se encuentra un importante yacimiento de fósiles vertebrados. Se han encontrado Scelidotheriinae sp. (Hoffstetter, 1968) y Mylodontinae así como Cuvieronius hyodon, Lama sp. (Eaton, 1914), todos indican una edad pleistocena. Edad. La presencia de una gran variedad de fósiles vertebrados y de palinomorfos ha permitido datar esta formación como del Pleistoceno (Kalafatovich, 1955; Ramírez, 1958; De Muizon, en Cabrera, 1988).
Foto 35. Formación San Sebastián con predominio de sedimentos finos en la parte norte del valle de
Cusco.
3.2.2.LOCAL 3.2.2.1. FORMACION KAYRA: Eoceno inferior Litología y ambiente de sedimentación. Está esencialmente constituida por areniscas feldespáticas, intercaladas con niveles de lutitas rojas. Este conjunto se desarrolló en un medio fluvial entrelazado y llanura de inundación de un medio fluvial.
foto 3: estratos con intercalaciones de arenisca y lutitas Foto 2: formacion kayra Columna estratigrafica
Foto 4: buzamiento de los estratos
INTERPRETACIÓN
Realzado el levantamiento de las columnas estratigráficas se puede determinar que tiene una correlación las columnas que se realizó con respecto al a columna estratigráfica regional puesto que se hay intercalaciones de areniscas con lutitas rojas en procesos de meteorización y secuencias y erosión de estas
desintegración de sus estratos, las
3.2.2.2. FORMACIÓN SAN SEBASTIÁN: Esta unidad está caracterizada por conformarse de material suelto o semiconsolidados del cuaternario por formar secuencias de grano creciente, está constituida o compuesta por gravas, arena y limo de conos-terrazas fluviotorrenciales siendo materiales de vulnerabilidad ante una edificación de vivienda siendo materiales sueltos semiconsolidados
Foto5: columnas de material cuaternario de laformación de sanSebastián
INTERPRETACIÓN
La columna estratigráfica realizada de la formación de san Sebastián del material cuaternario presenta una correlación con la columna regional puesto que son materiales decrecientes de grava arena y limo siendo los materiales muy vulnerables donde presenta deslizamientos en los taludes de regular pendiente
3.3. GEOMORFOLOGÍA 3.3.1. geomorfología regional Geomorfológicamente la zona de estudio es bastante joven con un lento desarrollo de sus agentes modeladores, prueba de ello los ríos son jóvenes, inestables, torrentosos (en la cabeceras), desarrollo de cárcavas incipientes, constantes erosiones y arrastres de materiales de los ríos tributarios y otros, hace que la zona en su conjunto constituya una región geomorfológicamente inestable (Figura 5). Entre las principales unidades se tiene las siguientes:
a) Altas Cumbres Con elevaciones que llegan a los 4,800 msnm, como las altas cumbres del Pachatusán y Picol, con áreas notablemente glaciares y ocurrencia de nieve durante el invierno. Se ubican en la divisoria de aguas de las cuencas del río Vilcanota y el río Huatanay. Debido al rumbo de los estratos y su posición estructural poseen un perfil asimétrico, con las pendientes más abruptas hacia el valle del Vilcanota, están emplazadas en el volcánico Mitú.
b) Zonas de Montañas o Montañas de Picchu: Constituidas por elevaciones que llegan a los 4,000 msnm. Se ubican al oeste de la ciudad del Cuzco, dividen las cuencas del río Huatanay al este y la del río Izcuchaca hacia el oeste. En estas montañas nacen los principales afluentes formadores del río Huatanay. Se emplazan en capas rojas y el grupo Yuncaypata o Montañas de Vilcaconga: Ubicadas al sur de la cuenca del río Huatanay; las altitudes promedio de sus elevaciones son de 4,000msnm. (Huanacaure 4,089 m, Pucará 4,196m, Chaquicocha 4,365m), constituyen una gran hilera de elevaciones con rocas bastantes deformadas, constituyen la divisoria de aguas de las grandes cuencas del río Vilcanota (de la que es parte el río Huatanay y el río Apurímac, alimentan a la cuenca del río Huatanay varios afluentes importantes que son: Huancaro, Choco, Huamancharpa, Kayra, Rinconada y otros. Se emplazan en las capas rojas del grupo San Jerónimo y el grupo Yuncaypata.
c) Mesetas
Ubicadas por debajo de las zonas de montañas, los controles son básicamente estructurales y litológicos, en estas zonas las rocas son menos competentes que las rocas confortantes de las montañas. Esencialmente se ubican sobre lutitas, evaporitas y algo de caliza pertenecientes al grupo Yuncaypata, están controladas igualmente por estructuras andinas, así mismo cubiertas en su mayor parte por suelo cuaternario reciente y volcánico reciente en algunos casos, entre las más notorias tenemos: o Meseta de Sacsayhuamán Ubicada el norte y NE de la ciudad del Cuzco, comienza a escasos 800m. De la plaza principal del Cuzco. Es una gran llanura limitada por las montañas de Ccorao hacia el norte, las de Picchu hacia el oeste la ciudad del Cuzco hacia el sur. Hacia el norte también está limitada por una gran estructura de falla conocida como Tambomachay (Sebrier et al., 1982). La erosión diferencial de las glaciaciones ha producido una penillanura con una altitud promedio de 3,600msnm. (Ciudad del Cuzco 3,350 msnm), existe una diferencia de altitud de 300m. Con referencia a la llanura fluvial del río Huatanay. Se emplaza casi enteramente sobre rocas de la formación Yuncaypata (pelitas, evaporitas y en menor proporción calizas). o Meseta de Huaccoto:
Ubicada en el flanco noreste del valle del Huatanay. El control de la morfología es estructural y litológico (falla Pachatusán y rocas de la formación Yuncaypata-Huambutío y Huancané), corresponde a una zona de deformación de flanco del anticlinal del Vilcanota hacia el norte y NE está limitado por las montañas del Pachatusán, hacia el sur por el flanco noreste del valle del Huatanay. Comienza alrededor de los 4000msnm. Hasta los 4,200msnm. Altitud promedio de 4,100msnm. El desnivel con el fondo del valle es de 800m. (Llanura fluvial a 3,200msnm.), es un gran receptáculo temporal de aguas. Existe un importante afloramiento de rocas lávicas cuaternarias controlada por una falla regional (Marocco, 1978).
d) Flancos de valle o Flancos del Valle Huatanay Flanco Noreste del Huatanay Tiene considerable extensión (18km) y es de una gran complejidad estructural y litológica (ver plano geológico). Comprende la zona de mayor deformación de flanco del anticlinal del Vilcanota. Desde 3,150msnm (Fondo del valle) hasta 3,900msnm. Con un desnivel de 750m zona de gran acumulación de materiales coluviales. Alberga igualmente una serie de deslizamientos antiguos y modernos siendo una zona de gran actividad geodinámica. En promedio su pendiente es mayor a 30º. Flanco sureste del Huatanay: De gran extensión prácticamente desde las cabeceras del río Huatanay hasta la desembocadura de éste con 21km. de longitud y un ancho promedio de 150m. Emplazada íntegramente sobre rocas pelíticas, areniscas y conglomerados del grupo San
Jerónimo. Es un flanco menos dinámico que el anterior, excepto en cárcavas y valles transversales. Tiene un desnivel promedio de 550m. (3,700msnm hasta 3,150msnm. en el fondo del valle). Las pendientes son mucho más moderadas que en el flanco anterior (30º promedio). Flanco oeste del rio Huatanay: Corresponde a las nacientes del río Huatanay por debajo de las cumbres de Picchu, Tica Tica, zona de grandes alimentadores de agua a la cuenca, emplazada en rocas del grupo Yuncaypata y grupo San Jerónimo. Tiene una longitud de 10km. y un ancho de 550m. Presenta pendientes que superan los 45º (promedio 45º), es una zona de complejidad estructural y litológica (numerosas estructuras de gran variedad de rocas con grandes acumulaciones de materiales coluviales) Además muestra zonas de fuerte intemperismo y meteorización con recientes desprendimientos de rocas. Zona de fuerte dinámica.
e) Llanura Lagunar Fluvio Aluvial del Huatanay : Denominada también “Depresión del Cuzco” (Candía y Carlotto 1985). Constituida por la llanura o fondo del valle del Huatanay (valle del Cuzco), ver Figura 5. Las diferentes glaciaciones e interglaciaciones acumulan desde los materiales glaciares aluviales conocidos como formación “Pumamarca” luego el material lagunar “formación San Sebastián”; los materiales aluviales del río Huatanay y los coluviales antiguos y recientes, con una extensión de 25km de largo por 2km con un área de 32km2. En la ciudad del Cuzco se distinguen dentro de esta unidad, terrazas y cono terrazas sucesivas (Córdova y Escobedo R. 1990) las cuales son las siguientes: o Terraza III: Ubicada entre 14 a 20m del lecho del río Huatanay, es la más antigua, se observa en las cabeceras de la llanura (cercana al río Saphy). o Terraza II: Se ubica entre 8 y 11m del nivel del río Huatanay, conforma la plataforma del antiguo Cuzco. Testifican el retroceso y migración del río Huatanay.
Figura 6: Características del valle Cusco.
Figura 6: Mapa geológico y geomorfológico de la provincia de Cusco (Fuente: INGEMMET).
o Terraza I: Es la más reciente a menos de 8m del cauce principal y marca el último proceso erosivo del río Huatanay. En estas terrazas que se extienden a lo largo del valle
se asientan numerosas urbanizaciones nuevas (Miraflores, Retamales Electro Perú, Versalles entre otras). Las Figura 6a y 6b, muestran las características geológicas y geomorfológicas del departamento de Cusco
3.2.2. Local Está representado por terrazas en la parte baja de la micro cuenca de huancaro por montañas, quebradas, anticlinales o pliegues que han sido erosionados por el rio y mesetas y colinas
Foto7: la geomorfología de la zona con sus terrazas y colinas de material del cuaternario
INTERPRETACIÓN
La geomorfología regional y local tiene una concordancia puesto q ue la zona que se realizó el estudio. está determinado por terrazas montañas .mesetas quebradas, blancos de valle
3.4. 3.4.1.TECTÓNICA TECTÓNICA REGIONAL 3.4.2. TECTONICA ACTIVA En la región Cusco existen una serie de fallas tectónicas activas, dentro de las cuales se observa el sistema de Fallas Zurite-Cusco-Urcos-Sucuani (SFZCUS). Según Carloto (1998), Sempere et al. (2005), Carlier et al. (2055) la ciudad de Cusco se encuentra ubicada en una zona activa de fallas regionales desde épocas paleozóicas hasta neógenas. Estudios realizados desde la década de los 80s ponen en evidencia la existencia de fallas cuaternarias y activas que se alinean de Norte a Sur, tales como: Zurite, Chincheros, Tambomachay, Tamboray, Qoricocha, Patachusan, Ocongate, Langui-Layo (Figura 7)
Falla Tambomachay Esta falla se encuentra ubicada a 4 km al norte de la ciudad de Cusco. Se extiende en dirección N120°E, con buzamiento entre 70°- 80° hacia el Sur, en una extensión de 20 km, limitando una cuenca rellena de depósitos fluviales y lacustres del Cuaternario. Su ubicación adyacente a la ciudad de Cusco representa un peligro latente (Benavente et al., 2013). El cartografiado realizado por profesionales del INGEMMET muestra escarpas con alturas máximas de 600 m producto de su dinámica. Las más recientes, probablemente del Holoceno, presenta alturas que varían entre 2 y 20 m, ubicadas al pie de la cordillera donde se observa el contacto fallado de rocas del basamento con depósitos aluviales cuaternarios (Gregory, 1916; Morocco, 1977). A lo largo de la falla se observa una serie de deslizamientos producto de la tectónica. Estudios microtectónicos, realizados por Huamán (1987), Cabrera (1988) y Benavente et al. (2010), evidencian movimientos de tipo normal, los cuales habrían sido precedidos por movimientos de tipo inverso, siniestral y normal. De acuerdo al análisis morfoestructural, realizado por INGEMMET, la falla Tambomachay se divide en tres segmentos: o Segmento Oeste: Con escarpe principal rectilíneo degradado y erosionado con desplazamiento vertical de hasta 100 m y con escarpes secundarios conservados. Presenta buzamiento de bajo ángulo, con dirección Este-Oeste. Hacia el Oeste se conecta con la falla Tamboray alineada en dirección Norte - Sur.
Segmento Centro: De longitud de 10 km, presenta un escarpe de falla principal rectilíneo con escarpes paralelos y buzamiento opuesto al sur, afectando depósitos lacustres y aluviales con movimientos de tipo normal. o Segmento Este: Con cuatro segmentos paralelos de fallas en direcciones NOSE. Uno de ellos en la corona del deslizamiento Picol, generando un desnivel de 3.5 m producido por el movimiento de la falla. Otro de 2.5 km de longitud que cruza el deslizamiento de Picol, generando un desnivel de 10 m. Finalmente, un segmento en la quebrada Thuniyoq a lo largo de 2.7 km. De acuerdo a las investigaciones realizadas por el INGEMMET y al monitoreo de la sismicidad regional y local realizada por el IGP, se evidencia la deformación y liberación de energía sísmica a través de sismos de pequeña a moderada magnitud en las proximidades de la falla Tambomachay. Teniendo en cuenta estas características y que además Cusco es una ciudad potencialmente turística que durante todo el año alberga gran cantidad de turistas nacionales y extranjeros, resulta de vital importancia proponer medidas tanto de reducción de la vulnerabilidad, así como, de medidas de preparación para la respuesta de la población y autoridades dentro de la zona de estudio (Figura 8). o
Figura 8: Mapa de localización de la falla Tambomachay.
Cuadro 3: Tabla de peligros identificados dentro de la provincia de Cusco (Fuente: Proyecto Ciudades Sostenibles, 2004).
INTERPRETACION En la zona de estudios encontramos anticlinales y sinclinales cuya charnela está en dirección NO – SE (Az = N320; bz = 55NE). Donde uno de los estratos del anticlinal están en dirección igual N220 el otro estrato delplegamiento anticlinal están dirección igual N105 con con buzamiento buzamiento igual igual aa 55NW 55SW.y Se deduce queesta estos los en genero la falla Tabomacha y la falla cusco y en partes tiene que ver tambien la falla Ancaschaca.
CAPITULO IV: ANALISIS GEO-MECÁNICO Ventana I
FAMILIA S1 COLOR AZUL
FRACTURAS
CONDICIÓN DE LAS JUNTAS ESPACIAD O DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSID JUNTAS IA DE LAS A (mm) AD (cm) JUNTAS (m)
1 2
66
ALTERACI ÓN
AZIM RELLEN UT O
RUMBO BUZAMIENTO
10
10
5
5
2
N353
N7W
69SE
8
12
5
5
2
N352
N8W
74SE
5
9
5
5
2
N357
N3W
65SW
10
11
5
5
2
N354
N6W
70SW
8.25
10.5
5
5
5
N354
N6W
69.5SW
36 3 23 4 28 PROMEDIO
38.25
CALCULO DE VALORES 1. RQD
a) Familia 1 (S1) AZUL Espaciamiento (cm)
E1 66
E2 36
E3 23
E4 28
∑ ≥ 10 100% = = 66+36+23+28 160 100% = 95.63%
FRACTURAS
CONDICIÓN DE LAS JUNTAS ESPACIAD O DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSID JUNTAS IA DE LAS A (mm) AD (cm) JUNTAS (m)
1
ALTERAC RELLE AZIMUT IÓN NO
RUMBO
BUZAMIENT O
10
1.8
3
5
1
N336
N24W
46NE
5
2
3
5
1
N332
N28W
69NE
7
2
3
5
1
N339
N21W
65NE
8
1.8
3
5
1
N333
N27W
70NE
6
1.5
3
5
1
N342
N18W
65NE
10
2
3
5
1
N330
N30W
64NE
6
2
3
5
1
N328
N32W
66NE
7.43
1.76
3
5
1
N334.29
N25.71W 64.14SE
52 2 44 3 15 4 13 5 64 6 20 7 5 PROMEDIO
30.43
FAMILIA S2 VERDE
b)
Familia2 (S2) VERDE
Espaciamiento (cm)
E1 52
E2 44
E3 15
E4 13
E5 64
E6 20
E7 5
∑ ≥ 10 100% = = ( 52+44+15+13+64+20 )100% 213 = 97.65%
FAMILIA S3 NARANJA
FRACTU RAS 1 2
ESPACIADO CONDICIÓN DE LAS JUNTAS DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSIDA ALTERACI JUNTAS IA DE LAS A (MM) D ÓN (CM) JUNTAS (M) 10 2 3 5 39 56
3
AZIMUT
RUMBO
BUZAMIENTO
1
N118
S62E
64SW
RELLENO
8
1.40
3
5
1
N124
S56E
60SW
15
1.20
3
5
1
N128
S52E
66SW
10
0.80
3
5
1
N130
S50E
70SW
6
1
3
5
1
N110
S70E
58SW
8 4 9 5 98 PROMED IO42
9.8
1.28
3
5
1
N122
c) Familia 3 (S3) NARANJA Espaciamiento (cm)
E1 39
E2 56
E3 8
E4 9
E5 98
∑ ≥ 10 100% = = 39+56+98 210 100% = 91.90%
S58E
63.6SW
CUADRO RESUMEN
Familias
Espaciado Resistencia de de las juntas RQD la roca intacta (cm)
condición Agua de las juntas subterránea
RMR
7 7 7
20 20
20 20
9 14
12 12
68 73
20
20
21
12
80
PROMEDIO 7
20
20
14.67
12
73.67
S1 S2 S3
FRACTURAS
CONDICIÓN DE LAS JUNTAS ESPACIAD O DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSID JUNTAS IA DE LAS A (mm) AD (cm) JUNTAS (m)
1 2
66
ALTERACI ÓN
AZIM RELLEN UT O
RUMBO BUZAMIENTO
10
10
5
5
2
N353
N7W
69SE
8
12
5
5
2
N352
N8W
74SE
5
9
5
5
2
N357
N3W
65SW
10
11
5
5
2
N354
N6W
70SW
8.25
10.5
5
5
5
N354
N6W
69.5SW
36 3 23 4 28 PROMEDIO
38.25
= ++ = .+.+. = % = ++ ==++ .=≈ CONCLUSION: De la ventana que tenemos hallando los parámetros tanto como RQD y RMR. Primeramente tenemos que RQD=95% obteniendo este resultado tenemos que la roca es MUY BUENA, osea tiene buena resistencia también podemos decir que es de buena calidad, seguidamente hallamos lo que es el RMR=74, según los resultados que obtuvimos de la zona y según la tabla de bieniaswki, esta entre los rangos de RMR de 61-80 nos indica que la roca es BUENA, se le aplicara los siguientes soportes a sección completa 1-1.5 mts de avance. Soporte completo a 20 mts del frente, pernos en la corona de 3 mts. De longitud espaciados a 2.5 mts malla ocasional. Y se le puede poner un soporte de concreto armado a 50 mm en la corona donde se requiera.
Ventana II FAMILIA S1 COLOR AZUL
CALCULO DE VALORES 2. RQD
d) Familia 1 (S1) AZUL Espaciamiento
E1
E2
E3
E4
(cm)
FRACTURAS
66
36
23
28
CONDICIÓN DE LAS JUNTAS ESPACIAD O DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSID JUNTAS IA DE LAS A (mm) AD (cm) JUNTAS (m)
1
ALTERAC RELLE AZIMUT IÓN NO
RUMBO
BUZAMIENT O
10
1.8
3
5
1
N336
N24W
46NE
5
2
3
5
1
N332
N28W
69NE
7
2
3
5
1
N339
N21W
65NE
8
1.8
3
5
1
N333
N27W
70NE
6
1.5
3
5
1
N342
N18W
65NE
10
2
3
5
1
N330
N30W
64NE
6
2
3
5
1
N328
N32W
66NE
7.43
1.76
3
5
1
N334.29
N25.71W 64.14SE
52 2 44 3 15 4 13 5 64 6 20 7 5 PROMEDIO
30.43
FAMILIA S2 VERDE
∑ ≥ 10 100% = = 66+36+23+28 160 100% = 95.63%
e)
Familia2 (S2) VERDE
Espaciamiento (cm)
E1 52
E2 44
E3 15
E4 13
E5 64
E6 20
E7 5
∑ ≥ 10 100% = = (52+44+15+13+64+20 213 = 97.65% )100% FAMILIA S3 NARANJA
FRACTU RAS 1 2 3
ESPACIADO CONDICIÓN DE LAS JUNTAS DE LAS PERSISTENC ABERTUR RUGOSIDA ALTERACI JUNTAS IA DE LAS A (MM) D ÓN (CM) JUNTAS (M) 10 2 3 5 39 8 1.40 3 5 56
AZIMUT
RUMBO
BUZAMIENTO
1
N118
S62E
64SW
1
N124
S56E
RELLENO
60SW
15
1.20
3
5
1
N128
S52E
66SW
10
0.80
3
5
1
N130
S50E
70SW
6
1
3
5
1
N110
S70E
58SW
8 4 9 5 98 PROMED IO42
9.8
1.28
f)
3
5
1
N122
Familia 3 (S3) NARANJA
Espaciamiento (cm)
E1 39
E2 56
E3 8
E4 9
E5 98
∑ ≥ 10 100% = = 39+56+98 210 100% = 91.90%
S58E
63.6SW
CUADRO RESUMEN
Resistencia de Espaciado de las juntas RQD la roca intacta (cm)
condición Agua de las juntas subterránea
RMR
7 7 7
20 20
20 20
9 14
12 12
68 73
20
20
21
12
80
PROMEDIO 7
20
20
14.67
12
73.67
Familias S1 S2 S3
= ++ = .+.+. = % = ++ = ++ CONCLUSION:
= .=≈
De la ventana que tenemos hallando los parámetros tanto como RQD y RMR. Primeramente tenemos que RQD=95% obteniendo este resultado tenemos que la roca es MUY BUENA, osea tiene buena resistencia también podemos decir que es de buena calidad, seguidamente hallamos lo que es el RMR=74, según los resultados que obtuvimos de la zona y según la tabla de bieniaswki, esta entre los rangos de RMR de 61-80 nos indica que la roca es BUENA, se le aplicara los siguientes soportes a sección completa 1-1.5 mts de avance. Soporte completo a 20 mts del frente, pernos en la corona de 3 mts. De longitud espaciados a 2.5 mts malla ocasional. Y se le puede poner un soporte de concreto armado a 50 mm en la corona donde se requiera.
CAPITULO V: CONCLUSIONES
Se realizó una evaluación geo-mecánica y un análisis de estabilidad de taludes en la zona de estudio. Se determinó la geología local del lugar. La litología del lugar se correlaciona correctamente con la geología regional descrita en el cuadrángulo. Se halló los parámetros geo mecánicos como RQD, RMR, SMR; del macizo rocoso. La ventana 1 demostró que el macizo rocoso en esa zona es estable. La ventana 2 demostró que el macizo rocoso en esa zona es inestable.
