2.3 mapeo de amenaza

2.3 Mapeo de Amenaza

la forma de onda en el dominio del tiempo.

(f) Cálculo del espectro de respuesta con 5% de amortiguamiento desde la forma de onda

modificada.

(g) Obtención del espectro de amplitud Fourier modificada mediante multiplicación

(amplitud de espectro de respuesta meta)/ (espectro de respuesta calculada)

(h) Proceso de iteración desde d) a g) hasta que la diferencia entre espectro de respuesta meta

y espectro de respuesta calculada llegue a ser pequeña.

(i) Así, se obtiene la forma de onda calculada.

Usamos la relación de atenuación de Shmidt et al (1997) como el espectro de

respuesta meta, y la función tipo Jennings modificada (Hisada et al, 1976) como la función

de envoltura E(t). La fase aleatoria iφ es dada por el número aleatorio entre 0 y π2 .

Asumimos que el basamento rocoso corresponde al estrato de velocidad de onda-S de más

de 750m/seg para la Ciudad de Guatemala, Quetzaltenango y Escuintla, 650m/seg para

Mazatenango, y más de 450m/seg para Puerto Barrios.

2-303


Setting of target response spectrum

Number of sine curve

Random phase)( iφ

)(N

Envelope function)}({ tE

Initial Fourier amplitude)}({ iiA ω

Superpositon of sine curves

)(sin)()(1

ii

N

ii tAtEtX φω +⋅= ∑

=

Calculation of response spectrum

calculated response spectrum ≒ target response spectrum ?

Correction of Fourier amplitude

Waveform is acquired

END

YES

NO

Figura 2.3.8-18 Diagrama de Flujo de Estimación de Movimiento de Terreno

en Basamento Rocoso

b) Estimación de los Efectos Locales de Sitio (el Segundo proceso): Enfoque del Equivalente Lineal de Respuesta No-Lineal En general es una característica del suelo que a medida que la deformación cortante

incrementa el modulo cortante se reduce y el factor de amortiguamiento se incrementa. Con

este método, el cálculo se ejecuta mediante los siguientes pasos, a efecto de considerar el

comportamiento no lineal de la superficie del suelo (ver también Figura 2.3.8-19)

2-304


Paso (1) Modelado de la estructura del suelo con los parámetros necesarios. Cálculo del

modulo cortante y factor de amortiguamiento sobre la asunción de una pequeña

deformación cortante.

Paso (2) Ejecución de análisis de reflexión múltiple para la forma de onda incidente y

cálculo de series de tiempo de deformación cortante para estrato.

Paso (3) Cálculo de nuevo modulo cortante y factor de amortiguamiento correspondiente

al 60% de máxima deformación cortante, el cual es dado por análisis de respuesta

usando las curvas dependientes de deformación de modulo cortante y factor de

amortiguamiento

Paso (4) Calibración de modelo de estructura de suelo con el módulo cortante obtenido y

el factor de amortiguamiento

Paso (5) Iteración del cálculo desde Paso (2) a Paso (4) hasta que el módulo cortante y el

factor de amortiguamiento converjan.

En Guatemala, no se han obtenido valores experimentales para las curvas

dependientes de la deformación para módulo cortante y factor de amortiguamiento

(comunicación personal de M. Matus y R. Escobar, 2002). Por lo tanto, en este análisis

usaremos las curvas dependientes de deformación para el módulo cortante y el factor de

amortiguamiento tal como se estipula a criterio del Gobierno Japonés.

(1) initial soil model

(2) incident seismic wave

(4) modifying shear modulus and damping factor

(2)(3) response analysis

calculated accelerationwaveform

calculated shear strainwaveform

Doshear modulus

and damping factorconverge ?

(5) stop

yes

no

Figura 2.3.8-19 Diagrama de Flujo del Enfoque de Equivalente Lineal

2-305


c) Indices de Evaluación del Movimiento del Terreno Los resultados de la estimación del movimiento del terreno están indicados en la

escala de Intensidad de Mercalli Modificada (IMM). La relación entre la IMM y el

movimiento del terreno se reporta como sigue: tiene alta correlación con la aceleración a

intensidades sísmicas bajas, y tiene alta correlación con la velocidad a intensidades

sísmicas altas ((Wald y otros, 1999). Además, los desastres de edificios y la velocidad se

consideran muy correlacionados.

Por lo tanto, para el cálculo de la intensidad mediante la escala Mercalli Modificada,

se usa el método de Wald y otros (1999), en el que la intensidad se calcula mediante la

aceleración para el área con baja intensidad sísmica y mediante la velocidad para el área

con alta intensidad sísmica.

El registro de sismos observados en la Universidad de San Carlos de la Ciudad de

Guatemala al momento del terremoto de Guatemala de 1976, fue restaurado por Knudson y

Pérez como forma de onda sísmica. De acuerdo a este registro, la máxima aceleración de la

componente horizontal del movimiento del terreno es de aproximadamente 200 cm/seg/seg.

La intensidad sísmica cerca de la Universidad de San Carlos al tiempo del terremoto de

Guatemala, alcanzó el nivel VII. Los resultados de los cálculos el método de Wald y otros

(1999) no es consistente con la aceleración máxima de 200 cm/seg/seg y el nivel VII de

intensidad sísmica.

5) Estimación del Potencial de Liquefacción El potencial de liquefacción se estima tal como se muestra en el diagrama de flujo de la

Figura 2.3.8-20. La estimación técnica para el potencial de liquefacción primeramente propuesta

por Seed (1979), ha sido mejorada por varios investigadores desde entonces. La técnica usada

en este estudio fue creada por la Asociación de Carreteras de Japón (1996).

2-306


2-307

Setting of Model Columnar Sections above theUpper Boundary of Engineering Bedrock

Peak Ground Accelerationat Surface

Calculation of FL value for Each Depth

Calculation of PL value(=Liquefaction Potential)

Weighted Integration of FL value for Depth

Figura 2.3.8-20 Flujo de Estimación de Potencial de Licuefacción

a) Modelado de Suelos La parámetros requeridos para estimación de liquefacción incluyen profundidad de

estratos, valores de penetración estándar del suelo, proporción de granos finos, y tamaño

del grano central. Usamos valores de perfiles estratigráficos reales de pozos tales como la

profundidad de los estratos y los valores obtenidos en pruebas de suelos en áreas de la

Ciudad de Guatemala relativas a la granulometría. En lo que respecta a los valores de

penetración, aplicamos los resultados experimentales de Japón mostrados en la Figura

2.3.8-21 a las facies similares de Guatemala y los valores de pruebas de penetración

(valores de N) estimados des los valores de velocidad de onda-S.

Figura 2.3.8-21 Relación entre velocidad de onda-S y valores de N para Suelos Tipo (Imai, 1977)


Eje vertical: velocidad de onda-S, eje horizontal: valor-N, Ac: arcilla aluvial, DC:

Arcilla del Pleistoceno, As: arena aluvial, Ds: arena del Pleistoceno.

Nota: El valor N (valor en la prueba de penetración) representa el número de veces en

que un muestreador de cuchara partido de 35 mm de diámetro interno, 51 mm de diámetro

externo, y 810 mm de longitud, colocado sobre el fondo de un agujero, deberá ser golpeado

por un martillo de 63.5 kg de peso desde una altura de 75 cm hasta que el muestreador

penetre el suelo 30cm.

b) Principales Características de los Valores

♦ Valor-N (Valor de Prueba de Penetración)

La prueba de penetración estándar usar para obtener los valores N, realizados

comúnmente en Japón, es un experimento en el sitio que permite la identificación sencilla

de la resistencia del suelo. Valores de pruebas similares fueron agregadas a los datos de

perforación ejecutados en las tierras bajas del área de Puerto Barrios.

De acuerdo a los valores de velocidad de onda-S, los depósitos de flujo piroclástico en

las áreas de Ciudad de Guatemala y Quetzaltenango se asumen con valores N entre 10 y 15

en la parte superior y entre 25 y 35 en la parte inferior. Estratos de ceniza de caída en la

parte superior deberían tener un valor N de 7 a 8. Dentro de las formaciones aluviales

encontradas en varias áreas, el suelo viscoso tiene un valor de N de 1 a 2, mientras que la

arena aluvial y el limo en Puerto Barrios tiene un valor N de alrededor de 2 a 4. En otras

partes como las áreas de Escuintla y Mazatenango, hay principalmente depósitos

mezclados con conglomerados, resultando en un valor N superior a 50.

♦ Proporción de grano-fino

La proporción de grano fino, la relación total de limo y suelo viscoso, es alrededor de

26 a 33% para los depósitos pumíticos, o debajo de 20% para estratos de ceniza de caída.

c) Nivel Freático Los niveles de agua subterránea provistos en los datos de pozos del área de la Ciudad

de Guatemala son superficiales en los valles y profundos en los altiplanos. Los niveles

freáticos son de 5 m o menos al mínimo y de 150 m o más al máximo. El agua subterránea

puede permear rápidamente a través de las facies de depósitos de flujo piroclástico, debido

a las muchas cavidades y pocos granos finos, así que el nivel freático no puede ser

identificado hasta que está bastante profundo (unos 50 a 70m). Sin embargo, aún si no se

forma un acuífero continuo, puede haber un nivel freático debido al agua colgada cerca del

estrato superficial en algunos lugares. En el área de Quetzaltenango, el nivel freático es

profundo como se nota en las columnas estratigráficas de pozos, las cuales indican muchos

2-308


niveles freáticos más profundos que 50 m. En los perfiles estratigráficos del área de

Mazatenango, una facie espesa de conglomerados da lugar a un acuífero pero el nivel de

agua subterránea es más profundo de 70 metros. En el área de Escuintla, de acuerdo a las

estimaciones, el nivel freático es más superficial de 5 m debido a que hay una porción

arcillosa encima de los depósitos de conglomerado. El nivel freático está más superficial de

5m en las áreas de tierras bajas y entre 10 y 20 m en las colinas del área de Puerto Barrios.

Tabla 2.3.8-10 Nivel Freático en cada Area de Estudio

Area de estudio Tipo de terreno (relieve) Nivel freático Arena pumítica (planicie del valle) >5m Pómez (tierras altas) 50m~150m Ciudad Guatemala Basamento rocoso (colina) - Arena pumítica (planicie del valle) >5m Pómez (tierras altas) >50m Quetzaltenango Basamento rocoso (colinas y volcanes) -

Mazatenango Grava y ceniza (abanico volcánico) >70m Escuintla Grava y limo (flujo de escombros) <5m

Arena y limo (tierras bajas) <5m Puerto Barrios

Basamento rocoso ( Colinas) 10m～20m

d) Bosquejo del Método El método FL es usado para reconocer el potencial de licuefacción a cada profundidad,

mientras que el método PL se usa para estimar el potencial de licuefacción del suelo entero.

♦ Método FL (Factor de Seguridad para Licuefacción)

El método FL (Asociación de Carreteras de Japón, 1996) permite calcular un valor FL a

una profundidad arbitraria y reconocer el potencial de licuefacción a esa profundidad. La

relación entre el valor FL y el potencial de licuefacción se muestra en el Tabla 2.3.8-11.

Tabla 2.3.8-11 Leyenda del valor FL

FL > 1.0 – Hay una pequeña posibilidad de licuefacción a esta profundidad.

FL <= 1.0 -- Hay posibilidad de licuefacción a esta profundidad.

♦ Método PL (Potencial de licuefacción)

Se usa un valor FL para estimar la liquefacción potencial en una cierta profundidad

pero no en la masa de suelo. Por lo tanto, el potencial de licuefacción de la masa de suelo

fue estimado usando un valor PL propuesto por Iwasaki y otros (1980). Un valor PL,

obtenido por ponderación del valor FL por la profundidad hasta 20 metros, en base a la

2-309


profundidad e integrando eso, se usa para estimar el potencial de licuefacción de la masa de

suelo. En el Tabla 2.3.8-12 se muestra la relación entre el valor PL y el potencial de

licuefacción. Usamos un valor PL para estimar el potencial de licuefacción.

Tabla 2.3.8-12 Leyenda del valor PL

PL= 0 – Potencial de licuefacción es bastante bajo. 0<PL<= 5 – Potencial de licuefacción es bajo. 5<PL<=15 – Potencial de licuefacción es alto. 15<PL – Potencial de licuefacción es muy alto.

Referencias

Architectural Institute of Japan (1988) Recommendations for design of building foundations

(in Japanese).

Association for the development of earthquake prediction (1998) Report of review and

examples for estimation method of strong ground motion (in Japanese).

Hisada, T. and H. Ando (1976) Relation between duration of earthquake ground motion and

the magnitude, Kajima Institute of Construction Technology Report (in Japanese).

Imai, T. (1977) P and S wave velocities of the ground in Japan, Proc. Ninth ICSMFE, 2,

257-260.

Iwasaki, T., F. Tatsuoka, K. Tokida, and S. Yasuda (1980) Estimation of degree of soil

liquefaction during earthquakes, Soil Mechanics and Foundation Engineering, 28,

23-29 (in Japanese).

Knudson, C. F. and V. Perez, Guatemalan strong-motion earthquake records.

Koch, A. J. and H. McLean (1975) Pleistocene tephra and ash-flow deposits in the volcanic

highlands of Guatemala, Geol. Soc. Am. Bull., 86, 529-541.

Schmidt, V., A. Dahle, and H. Bungum (1997) Costa Rican spectral strong motion attenuation,

Reduction of Natural Disasters in Central America Earthquake Preparedness and

Hazard Mitigation Phase II: 1996-2000, Part 2.

Schnabel, P. B., J. Lysmer and H. B. Seed (1972) SHAKE a computer program for

earthquake response analysis of horizontally layered sites, EERC, 72-12.

Seed, H. B. (1979) Soil liquefaction and cyclic mobility evaluation for level ground during

earthquakes, J. GED, ASCE, Vol.105, No.GT2, 201-255.

Sugito, M., G. Goda and T. Masuda (1994) Frequency dependent equi-linearized technique

for seismic response analysis of multi-layered ground, Proceedings of JSCE, 493,

49-58 (in Japanese with English abstract).

Wald D. J., V. Quintro, T. H. Heaton, H. Kanamori, C. W. Scrivner and C. B. Worden (1999)

TriNet “ShakeMaps”: Rapid generation of instrumental ground motion and intensity

maps for earthquakes in southern California, Earthquake Spectra, 15, 537-555.

2-310


(3) Amenazas Volcánicas

1) Bosquejo de Simulación Se evaluaron cuatro volcanes, Cerro Quemado, Pacaya, y Tacaná. El flujo global del

proceso de la evaluación de amenaza volcánica se muestra en la Figura 2.3.8-22.

Select Hazard Factors

Input Condition

Numerical SimulationOr Empirical method

Initial velocity Initial viscosity Initial temperature Total amount of pyroclastics DEM etc.

Output

Arrival time Thickness of deposit Affected área etc.

GIS National Base Map Orthophoto Maps

Hazard Maps

Figura 2.3.8-22 Diagrama de Flujo de Estimación de Amenaza Volcánica

Se seleccionaron los siguientes tipos de amenazas para estimación en cada volcán.

Tabla 2.3.8-13 Selección de Tipo de Amenaza

Volcán Caída de Ceniza

y Rocas

Expulsadas

Flujo Piroclástico

Flujo de Lava Lahar Colapso de

Edificio Gas

Volcánico

Santiaguito ◎ ◎ ◎ ◎ ○ △

Cerro Quemado ◎ ◎ ◎ △ ○ △

Pacaya ◎ ◎ △ ○ △

Tacaná ◎ ○ ◎ △ ○ △

◎: Simulación digital ○: Simulación digital simple △: Método empírico

2-311


El método de evaluación de cada amenaza fue decidido a través de discusiones y las

condiciones de entrada (input) fueron decididas como se muestra en el Tabla 2.3.8-13.

2) Estimación de Caída Piroclástica El equipo de estudio llevó a cabo simulaciones numéricas para buscar el movimiento de las

partículas de piroclastos expulsados hacia el aire mediante el uso de una ecuación de difusión.

Se usaron dos tipos de simulación: para ceniza y para rocas expulsadas.

a) Caída de rocas expulsadas

① Método

Las órbitas de rocas expulsadas fueron analizadas durante las erupciones explosivas

del volcán Sakurajima, de Japón. El movimiento de las rocas se describe por fuerza inercial,

gravedad y arrastre del aire.

( )( ){ }

)0()(sin1log1sintancoshlog1

)0()(sin1log1sincotsinlog1

1coscoslog1)cos(

221

221

>++⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛−−=

>++⎟⎟⎠

⎞⎜⎜⎝

⎛+=

+−−+−=

−

−

tDescendingvg

vg

tgz

tAscendingvg

vg

tgz

VvttVx wwww

　　　　θλ

λθ

λλ

λ

　　　　θλ

λθ

λλ

λ

φφθλλ

φφ

donde,

v ＝ Vmax(sin1.5θ),

λ ＝ 3CDρa/4ρbd,

CD : Coeficiente de arrastre (0.2),

d : Máximo diámetro de roca,

g : Aceleración gravitacional,

Vmax : Máxima velocidad inicial de las rocas,

x : Distancia horizontal desde el cráter,

z : Altura desde el cráter,

ρa : Densidad del aire,

ρb : Densidad de la roca,

θ : Angulo de dirección de emisión,

φ : Dirección de emisión,

VW : Velocidad del viento,

φW : Dirección del viento,

t : Tiempo

② Resultados derivados

2-312


- Punto de llegada

③ Parámetros necesarios

- Punto de expulsión

- Diámetro y velocidad inicial de rocas expulsadas

- Angulo de dirección de emisión

④ Volcán objeto de simulación

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

b) Caída de Ceniza (pómez, escoria, ceniza volcánica, etc.)

① Método

El movimiento de las partículas de material piroclástico expulsadas hacia el aire es

buscado mediante el uso de una ecuación de difusión como se muestra en la Figura

2.3.8-23.

Figura 2.3.8-23 Procesos en el método de predicción para caída de ceniza


- Espesor de la ceniza de caída

2-313


- Comienzo de la caída de ceniza

- Granulometría de los depósitos


- Cantidad total de expulsión volcánica

- Altura de la columna de erupción

- Duración de la erupción

- Distribución del tamaño de los granos

- Velocidad y dirección del viento


- Pacaya

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

3) Estimación del Flujo Piroclástico Hay dos tipos de simulación tal como sigue:

1. Modelo de flujo Bingham, para calcular el movimiento de flujo de piroclastos el cual

ocurre como resultado del colapso de lava.

2. Modelo del cono de energía, para estimar el área afectada por el flujo de piroclastos

que acompañan la erupción pliniana.

a) Modelo de flujo Bingham

① Método

El movimiento de flujo de piroclastos se calcula por simulación bi-dimensional

usando el modelo de flujo Bingham, en el cual el esfuerzo cortante se describe como sigue:

20 2

1mg uC

dzdu

ρηττ ++=

donde,

τ0 : Resistencia cedente,

η : Coeficiente de viscocidad

Cg : Coeficiente de arrastre contra el terreno,

um : Velocidad media del flujo piroclástico,

ρ : Densidad del flujo piroclástico


- Area afectada

- Tiempo de llegada

2-314


- Espesor de depósito


- Cantidad total de piroclastos

- Tasa de extrusión


- Santiaguito

- Cerro Quemado

b) Modelo del Cono de Energía

① Método

La distancia de llegada del flujo piroclástico se calcula mediante el uso de la línea de

energía.

El modelo de la línea de energía trata el flujo piroclástico como un punto con masa. A

la línea que conecta la altura de la columna de colapso de la erupción y el punto más

lejano del depósito de flujo piroclástico se le llama ‘línea de energía’.

Figura 2.3.8-24 Línea de Energía

En la Figura 2.3.8-24, al término tanφ se le llama ‘coeficiente de fricción aparente’.

El cono de energía se genera mediante la rotación de la línea de energía alrededor del eje

de la columna de erupción tal como se muestra en la Figura 2.3.8-25.

Figura 2.3.8-25 Cono de Energía

2-315



- Distancia de llegada más lejana del flujo piroclástico


- Altura de erupción de la columna de colapso

- Coeficiente de fricción aparente (tasa H/L, tanφ)

④ Simulación del volcán objeto

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

4) Evaluación del Flujo de Lava

① Método

El movimiento de lava se calcula por simulación bi-dimensional usando el modelo de

flujo de Bingham, tomando en consideración el enfriamiento por radiación y mezcla de

lavas con diferentes temperaturas.


- Area afectada

- Tiempo de llegada

- Espesor de depósitos


- Cantidad total de lava

- Tasa de extrusión

- Temperatura inicial de lava

- Coeficiente inicial de viscosidad

④ Simulación de volcán objeto

- Pacaya

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

5) Evaluación de Lahar Hay dos tipos de simulación tal como sigue.

1. Simulación bi-dimensional para calcular el movimiento del lahar

2. Evaluación empírica de áreas afectadas por lahar mediante el uso de la geomorfología

2-316


a) Simulación Bi-dimensional

① Método

El movimiento del lahar se calcula por simulación bi-dimensional. El hidrógrafo de

inundaciones se da para el extremo aguas arriba del río objeto para estimar el flujo

corriente abajo del lahar y el proceso de sedimentación a través del tiempo transcurrido.

El hidrógrafo se deriva de la fórmula racional, y el tiempo de llegada de la inundación

se calcula de la longitud y pendiente del valle.


- Area afectada

- Tiempo de llegada

- Espesor de depósitos

- Máxima profundidad de flujo


- Hidrógrafos

- Densidad del suelo


- Santiaguito

b) Método Empírico

① Método

El área afectada por lahar es estimada por métodos empíricos usando la geomorfología


- Area de amenaza por lahar


- Geomorfología

④ Volcán objeto de estimación

- Pacaya

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

6) Evaluación de colapso de edificio

① Método

La distancia de llegada de avalancha de escombros se deriva del modelo de línea de

energía el cual trata a la avalancha de escombros como un punto con masa. A la línea que

2-317


conecta la altura de la pendiente del cuerpo y el punto más lejano viajado por la avalancha

de escombros se le llama ‘línea de energía’.

El cono de energía se genera de rotar la línea de energía alrededor del flujo

piroclástico


- Distancia más lejana de llegada de las avalanchas de escombros


- Sección de colapso

- Coeficiente de fricción aparente (tasa H/L, tanφ=1/5～1/15)


- Pacaya

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

7) Evaluación de gas volcánico

① Método

El área afectada por gas volcánico se estima por métodos empíricos tomando en

consideración el relieve y la localización del cráter.


- Area de amenaza por gas volcánico


- Relieve


- Pacaya

- Santiaguito

- Cerro Quemado

- Tacaná

2-318


2-319

Tabla 2.3.8-14 Parámetros de Simulación (Tacaná, Santiaguito) (1/2)

Volcano Disaster Factor Parameter Value Unit Reason or ExampleTacaná fall of ejected rock Initial velocity 150, 200,250 m/s

Angle of emitting direction 63 degree

ashfall Total amount of volcanic ejecta 2.23E+13 kg Same as Santa MariaHeight of eruption column 29 km 〃Duration of eruption 20 hours 〃

Constant Km 1.60E+06 kg/km4hour 〃

Central grain size 0.1 cmStandard deviation of grain size 1.0Coefficient Kr 0.198 (Suzuki, 1990)Constant C 400 cm2/sec5/2 (Suzuki, 1990)λ 1 or 1/2Particle shape factor (b+c)/2a 2/3Mean density of falling pyroclasticmaterials with several cm in diameter 1.0 g/cm3

Air density (Sea level) 1.226E-01 g/cm3

Air viscosity coefficient (sea level) 1.80E-04 poiseWind velocity vectorConstant β 0.069Constant α 1.0-3.5E-05

pyroclastic flow Height of eruption column collapse 50 mH/L ratio 0.25,0.2,0.1

lava flow Total amount of lava 0.045 km3 1.5km2×30ｍ

Extrusion rate of lava 2,000 m3/sDuration of extrusion of lava 6.25 hours from above two parametersInitial temprature of lava 1,000 degree daciteInitial coefficient of viscosity of lava 1.00E+09 poise daciteMesh size of calculation 40 m

edifice collapse H/L ratio 0.2,0.1,0.07 1/5～1/15

Santiaguito fall of ejected rock Initial velocity 150, 200,250 m/sAngle of emitting direction 63 degree

ashfall Total amount of volcanic ejecta 2.23E+13 kg William & Self (1983)Height of eruption column 29 km 〃Duration of eruption 20 hours 〃

Constant Km 1.60E+06 kg/km4hour from above three parametersCentral grain size 0.1 cmStandard deviation of grain size 1.0Coefficient Kr 0.198 (Suzuki, 1990)Constant C 400 cm2/sec5/2 (Suzuki, 1990)λ 1 or 1/2Particle shape factor (b+c)/2a 2/3Mean density of falling pyroclasticmaterials with several cm in diameter 1.0 g/cm3



pyroclastic flow Total amount of pyroclastics 0.015 km3 1922 pyroclastic flowExtrusion rate 150,000 m3/s －Duration of extrusion of pyroclastics 100 sec from above two parametersDensity of pyroclastics 1,300 kg/m3

Coefficient of viscosity 90 Pa・sYield strength 850 PaCoefficient of resistance of ground 0.01Time interval of calculation 0.05 secMesh size of calculation 40 m

lava flow Total amount of lava 0.045 km3 1.5km2×30ｍ, 2000lava


2-320

Parámetros de Simulación (Cerro Quemado, Pacaya) (2/2)

Volcano Disaster Factor Parameter Value Unit Reason or ExampleCerro fall of ejected rock Initial velocity 150, 200,250 m/sQuemado Angle of emitting direction 63 degree

ashfall Total amount of volcanic ejecta 2.23E+13 kgHeight of eruption column 29 kmDuration of eruption 20 hoursConstant Km 1.60E+06 kg/km4hour (Suzuki, 1990)Central grain size 0.1 cmStandard deviation of grain size 1.0Coefficient Kr 0.198 (Suzuki, 1990)Constant C 400 cm2/sec5/2 (Suzuki, 1990)λ 1 or 1/2Particle shape factor (b+c)/2a 2/3Mean density of falling pyroclasticmaterials with several cm in diameter 1.0 g/cm3



pyroclastic flow Total amount of pyroclastics 0.012 km3 1150BP lateral blast depositExtrusion rate 100,000 m3/s －Duration of extrusion of pyroclastics 120 sec from above two parametersDensity of pyroclastics 1,300 kg/m3

Coefficient of viscosity 90 Pa・sYield strength 850 PaCoefficient of resistance of ground 0.01Time interval of calculation 0.05 secMesh size of calculation 40 m

lava flow Total amount of lava 0.2 km3 MTU homepageExtrusion rate of lava 1,000 m3/s ten times of average rateDuration of extrusion of lava 55.6 hours from above two parametersInitial temprature of lava 1,000 degree Showa shinzan (dacite)Initial coefficient of viscosity of lava 1.00E+09 poise Showa shinzan (dacite)Mesh size of calculation 40 m

edifice collapse H/L ratio 0.2,0.1,0.07 1/5～1/15

Pacaya fall of ejected rock Initial velocity 100,150 m/sAngle of emitting direction 63 degree

ashfall Total amount of volcanic ejecta 5.98E+09 kg Smithonian HP, 1998May20 eruptionHeight of eruption column 4 km 〃Duration of eruption 24 hoursConstant Km 2.4-10E+05 kg/km4hour (Suzuki, 1990)Central grain size 0.1 cmStandard deviation of grain size 1.0Coefficient Kr 0.198 (Suzuki, 1990)Constant C 400 cm2/sec5/2 (Suzuki, 1990)λ 1 or 1/2Particle shape factor (b+c)/2a 2/3Mean density of falling pyroclasticmaterials with several cm in diameter 1.0 g/cm3



lava flow Total amount of lava 0.09 km3

Extrusion rate of lava 500 m3/sDuration of extrusion of lava 50.0 hours from above two parametersInitial temprature of lava 1,000 degree Sakurajima

2.3 Mapeo de Amenaza (4) Amenaza de Deslizamientos

1) Bosquejo de la Evaluación Hay dos áreas de estudio para deslizamientos, con diferentes métodos de estudio y escalas

de trabajo. Las áreas de estudio detallado incluyen la Ciudad de Guatemala, Quetzaltenango, y

Antigua, donde se hizo la clasificación de relieve y de pendientes para evaluar la amenaza de

deslizamientos. Las dos áreas amplias de estudio incluyen la Región Nor-Oeste y la Región

Central, donde se han estudiado la clasificación de pendientes, distribución de deslizamientos,

etc.

El flujo de este proceso de evaluación se muestra en la Figura 2.3.8-26.

Review of previous researches forlandslide disasters in Guatemala

Field investigation

Aerial photo interpretation

Landslides distributionmapping

Slope classification andmapping

Analysis of the relationshipbetween landslides and slope angle

Lapping landslides distributionover the slope maps

Geomorphological mapdigitalization for GIS

Soil sampling and soil tests

Analysis of the relationship betweenlandslides and landforms

Analysis of the relationship betweenlandslides and slope angle

Digital maps of1：50000 and 1：10000

Geological maps

Analysis of the relationshipbetween lamdslides and geology

Genaral analysis

Defintion for ranks / Setting ofhazardous areas

Presumption of debris spread

Creation of 1:25,000 landslidehazard maps

Evaluation from soiltests and the viewpoint of geotechnics

Detailed study areas（Ｇｕａｔｅｍａｌａ　ｃｉｔｙ，　Ｑｕｅｔｚａｌｔｅｎａｎｇｏ　ａｎｄ　Ａｎｔｉｇｕａ)

Wide study areas（Ｎｏｒｔｈ－ｗｅｓｔ　ｒｅｇｉｏｎ　ａｎｄ　Ｃｅｎｔｒａｌ　ｒｅｇｉｏｎ)

Figura 2.3.8-26 Flujo de la Evaluación de Amenaza de Deslizamientos

Nota: En la evaluación los deslizamientos y los derrumbes se consideran como conceptos diferentes para el análisis.

2-321


2) Tipos de Deslizamientos Los movimientos de masa pueden ser clasificados en forma muy abreviada como

deslizamientos y derrumbes. Los deslizamientos, más extensos que los derrumbes, consisten de

aquellos que ocurren en forma rápida, y aquellos que continúan moviéndose en forma

intermitente por un período largo de tiempo. Por otra parte, los derrumbes se refieren a

fenómenos en los cuales las rocas profundamente meteorizadas y las rocas o estratos geológicos

no consolidados colapsan a menudo en una forma selectiva. Por lo tanto, cualquier talud que

haya sufrido un colapso tiende a quedar estabilizado temporalmente.

En relación al estrato de los depósitos de flujos piroclásticos de Los Chocoyos distribuidos

cerca de la Ciudad de Guatemala, cualquier porción es probable de colapsar sin importar el

progreso de la meteorización. Así también, la erosión de los ríos es tan activa que las partes

bajas de los taludes han sido socavadas convirtiéndose en formas inestables en muchos lugares.

A menudo, piedras y rocas son expuestas sobre las caras de los taludes en carreteras, donde

tiende a suceder caída de rocas. Además, las lluvias fuertes tienden a causar flujos de escombros

en las corrientes de montañas y pequeños taludes cóncavos.

Figura 2.3.8-27 Tipos de Deslizamientos Generados por el Terremoto de Guatemala de 1976 (Edwin L.Harp, Gerald F. Wieczorek, and Raymond C. Wilson, 1981)

2-322


3) Areas de Estudio en Detalle (Ciudad de Guatemala, Quetzaltenango y Antigua)

a) Relación entre deslizamientos y relieve Los mapas mostrando la distribución de deslizamientos y derrumbes en las tres áreas

de estudio se muestran en las Figura 2.3.8-28, Figura 2.3.8-29, y Figura 2.3.8-30. Estos

mapas se basan en la interpretación de fotografías aéreas, estudio suplementario de campo,

y la información suministrada por el Ing. Geólogo Manuel Mota, del INSIVUMEH.

Figura 2.3.8-28 Distribución de Deslizamientos y Derrumbes en el Area de Ciudad Guatemala

2-323


Figura 2.3.8-29 Distribución de Deslizamientos y Derrumbes en Area de Quetzaltenango

Figura 2.3.8-30 Distribución de Deslizamientos y Derrumbes en Area de Antigua

La distribución de estos deslizamientos se sobrepuso al mapa geomorfológico

obtenido a través de la interpretación de fotografías aéreas a efecto de comprender la

relación entre deslizamientos y relieve. Muchos de los deslizamientos observados alrededor

de la Ciudad de Guatemala fueron causados por el terremoto que golpeó en 1976. En

particular, los deslizamientos y derrumbes causados en aquel tiempo, todavía se conservan

en la Zonas 1,6,7 y 19.

A través de la interpretación de fotografías aéreas y estudio de campo, se extrajeron

los bordes de talud (knick lines) y cabezas de barranco o cárcava. Estos relieves, muy

2-324


relacionados con los derrumbes, son remarcables desde el punto de vista de la

geomorfología histórica. Específicamente, cada uno de estos relieves, que es un signo de

falla de talud en el pasado o comienzo del ahondamiento del valle, indica que hay un alto

potencial de colapso del talud en el futuro.

b) Evaluación de la amenaza de derrumbe

a Relación entre derrumbe y tipo geomorfológico Se analizó la relación existente entre la clasificación de relieve y los derrumbes. La

Figura 2.3.8-31 muestra la proporción de área de los tipos geomorfológicos en las tres áreas

de estudio sujetas a análisis detallado. Los taludes ocupan cerca de la mitad del área,

seguidos por mesetas de flujo piroclástico que ocupan el 30% del área total.

slope

48%

pyroclastic flow

plateau

32%

round shaped

valley

1%

valley plain

3%volcano slope

2%

shallow valley /

depressioｎ

2%

terrace１

1%

Figura 2.3.8-31 Proporción de Area de Tipo Geomorfológico en las

Tres Areas de Estudio Detallado

El número de derrumbes por tipo geomorfológico en las tres áreas se muestran en la

Figura 2.3.8-32. En forma natural, los derrumbes se concentraron en los taludes.

Cuando se observa en términos del número de derrumbes por tipos geomorfológicos

por unidad de área (Figura 2.3.8-33). Los derrumbes se concentraron en taludes del mismo

tipo.

2-325


0

500

1000

1500

2000

2500

3000

lava do

me

lava flo

w

pyroclas

tic flow

plateau

raise

d (fille

d) groun

d

roun

d sh

aped

vall

eyslo

pe

shall

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terrac

e１

terrac

e２

terrac

e３talus

volcan

o foot

allu

vial fan

valle

y plain

volcan

o slo

pe

crater botto

m

lateral

volcan

o-py

rocla

stic con

mad

flow

dep

osit

caldera bo

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terra

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calde

ra w

all/c

rater w

all

lands

lide

Geomorphological type

Num

ber

of

Slo

pe C

olla

pses

Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-32 Número de Derrumbes por Tipo Geomorfológico (Todo)

0

2

4

6

8

10

12

lava do

me

lava flo

w

pyroclas

tic flow

plat

eau

raise

d (fille

d) groun

d

roun

d sh

aped

vall

eyslo

pe

shall

ow vall

ey/d

epress

ion

terra

ce１

terra

ce２

terra

ce３

talus

volcan

o foot allu

vial fan

valle

y plain

volcan

o slo

pe

crater bot

tom

lateral

volcan

o-py

roclas

tic con

e

mad

flow

dep

osit

caldera bo

ttom

terra

ce sca

rp

caldera wall

/crater w

all

lands

lide

Geomonophological type

Num

ber

of Slo

pe C

olla

pses

per

Squ

are K

ilom

ete

r

Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-33 Número de Derrumbes por Tipo Geomorfológico por (1 km2)

b Relación entre derrumbes y ángulos de talud

La distribución de derrumbes en las tres áreas se superpuso sobre los datos de

2-326


pendientes creados de los mapas digitales a una escala 1:10,000 para comprender la

relación entre las fallas de talud y el ángulo del talud (Figura 2.3.8-28 a Figura 2.3.8-30 y

Figura 2.3.8-34 a Figura 2.3.8-36).

Figura 2.3.8-34 Mapa de Clasificación de Angulo de Talud en Area Ciudad Guatemala

Figura 2.3.8-35 Mapa de Clasificación de Angulo de Talud en Area de Quetzaltenango

2-327


Figura 2.3.8-36 Mapa de Clasificación de Angulo de Talud en Area de Antigua

Muchos derrumbes ocurrieron sobre taludes con ángulos de entre 15°a 40°.

Cuando se observa en términos de ángulo de taludes en pasos de cinco grados, el número

de derrumbes exhibe en forma aproximada una distribución normal (Figura 2.3.8-37). Se

localiza la mayor incidencia de derrumbes entre los ángulos 15° a 35°, acumulando el

70% del total de derrumbes. Luego se da otra concentración de derrumbes 10° a 15°y

de 35°a 40°, haciendo un 20% del total. El número de derrumbes que ocurrieron a

ángulos entre 0°a 10° y 40°a más solamente suman aproximadamente un 10%

del total.

Los datos de cambio de pendiente (knick lines) y cabeza de barrancos (cárcavas)

tienen problemas en la forma en que los rasgos fueron contados, así que no necesariamente

están de acuerdo con la situación real. Sin embargo, en lo que concierne a los datos de

salida de imágenes, ambos rasgos corresponden a los barrancos (taludes empinados) que

erodan un talud o flujo piroclástico y frecuentemente se traslapa con la localización de

colapsos. Por lo tanto, es probable que allí ocurra en el futuro un derrumbe o deslizamiento.

2-328


0

100

200

300

400

500

600

0～5°

5～10

°

10～

15°

15～

20°

20～

25°

25～

30°

30～

35°

35～

40°

40～

45°

45～

50°

50～

55°

55°

～

Slope Angle

Num

ber

of

Slo

pe C

olla

pses

Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-37 Número de Derrumbes en Función de la Pendiente (Global)

La Figura 2.3.8-38 muestra los derrumbes en función de los ángulos por unidad de

área. Se espera que sucedan pocos derrumbes en ángulos de 0° a 10°. Entre más

pronunciado es un talud sobre los 10°, más derrumbes se producirán. El derrumbe es

más proclive a ocurrir en ángulos entre 40° a 50°. Especialmente en el área de

Ciudad Guatemala, la mayoría de los derrumbes han ocurrido en ángulos entre 40° a

50°.

0

50

100

150

200

250

300

350

0～5°

5～10

°

10～

15°

15～

20°

20～

25°

25～

30°

30～

35°

35～

40°

40～

45°

45～

50°

50～

55°

55°

～

Slope Angle

Num

ber

of

Slo

pe C

olla

pses

per

Squ

are K

ilom

ete

r Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-38 Número de Derrumbes en Función de Angulo de Talud (por Km2)

c Relación entre derrumbes y geología La distribución de derrumbes en las tres áreas de estudio, se superpuso a los datos

geológicos con una precisión correspondiente a escala 1:250,000 provistos por MAGA, a

2-329


efecto de comprender la relación entre los derrumbes y los rasgos geológicos (Figura

2.3.8-39).

La comparación con estos datos geológicos es muy breve, teniendo en cuenta la

completamente diferente precisión de investigación en relación con los datos del mapa

geomorfológico. Por esta razón, agregamos datos a las áreas nor-oeste y central a efecto

de incrementar el número de muestras y mejorar la precisión para estudiar la relación entre

geología e ocurrencia de derrumbes.

La ocurrencia de derrumbes es excepcionalmente alta en Qp (Pómez Cuaternaria) y

Tv (rocas volcánicas del Terciario). El número de derrumbes por unidad de área es

extraordinario en Qp y Tv, y alto también en I (rocas Plutónicas), Ksd (rocas sedimentarias

del Cretácico) y Qv (rocas volcánicas del Cuaternario).

0

500

1000

1500

2000

2500

Qa

Qp

Qv Tv

CPsr I

JKts

Ksd

Pzm Pi Pc

KTsb KT

s

Geology

Num

ber

of Slo

pe C

olla

pses

North-West Region

Central Region

Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-39 Número de Derrumbes en Función de Rasgos Geológicos (Global)

Qa:Depósitos Aluviales del Cuaternario, Qp:Pómez del Cuaternario, Qv:Rocas Volcánicas del Cuaternario, Tv:Rocas Volcánicas

del Terciario, CPsr (Rocas Sedimentarias y Metamórficas del Carbonífero a Pérmico), I:Rocas Plutónicas, JKts:Rocas Sedimentarias

del Jurásico al Cretáceo, Pzm:Rocas Metamórficas del Paleozoico, Pi:Rocas Plutónicas del Paleozoico, Pc:Rocas Sedimentarias del

Pérmico, Tsb:Rocas Sedimentarias del Cretáceo a Terciario, Kts:Rocas Sedimentarias del Cretáceo.

2-330


0.0

1.0

2.0

3.0

4.0

5.0

6.0

7.0

8.0

Qa

Qp

Qv Tv

CPsr I

JKts

Ksd

Pzm Pi Pc

KTsb KT

s

Geology

Num

ber

of

Slo

pe C

olla

pses

per

Squ

are K

ilom

ete

r

North-West Region

Central Region

Quetzaltenango Area

Guatemala City Area

Antigua Area

Figura 2.3.8-40 Número de Derrumbes en Función de Rasgos Geológicos (por Km2)

(Los tipos geológicos son los mismos de Figura 2.3.8-39).

Los deslizamientos1 causados por el terremoto de Guatemala de 1976, en función de

los rasgos geológicos, resultó que cerca del 90% de ellos se distribuyeron en áreas de

depósitos Pumíticos del Pleistoceno, tal como los depósitos de flujos piroclásticos Los

Chocoyos, cerca del 10% en áreas de rocas volcánicas del Terciario, y menos del 1% en

áreas de rocas calizas del Cretácico y metamórficas del Paleozoico (Edwin L.Harp, Gerald

F. Wieczorek, y Raymond C. Wilson, 1978). Este hecho indica que los depósitos Pumíticos

del Pleistoceno tienden a colapsar fácilmente y que muchas de las áreas de fuerte

movimiento coinciden con el área de distribución de los depósitos Pumíticos del

Pleistoceno.

También se encontró que el tipo de deslizamientos (o derrumbes) dependía de la

geología. Los depósitos Pumíticos produjeron mayormente pequeñas y superficiales caídas

de rocas y deslizamientos de escombros, mientras que las rocas volcánicas del Terciario

produjeron la mayoría de los grandes deslizamientos, incluyendo deslizamientos de

bloques y del tipo rotacional, y fueron menos susceptibles a caídas de rocas y

deslizamientos de escombros que los depósitos Pumíticos.

c) Evaluación de amenaza de deslizamientos Esta sección describe la evaluación de deslizamientos. Como habían relativamente

pocos ejemplos de deslizamientos propiamente dichos, hemos agregado los datos para el

área global de estudio (región nor-oeste y región central) para el propósito de la evaluación.

1 El término deslizamiento en el reporte de Harp y otros (1978) incluía los derrumbes tal como se clasifican en el presente informe.

2-331

2.3 mapeo de amenaza

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